Naturhistorica 161 „Die Sandsteine des Bückebergs bei Obernkirchen“

161 · 2019

Ausgabe 161

2019

Herausgegeben von der

Naturhistorischen Gesellschaft Hannover

Naturhistorica

BERICHTE DER NATURHISTORISCHEN GESELLSCHAFT HANNOVER

Ausgabe 161 (2019)

Erschienen 2020

Hannover · Germany

ISSN 1868-0828

www.Naturhistorica.de

Herausgeber

Naturhistorische Gesellschaft Hannover

Redaktion

Dieter Schulz

Lektorat

Franz-Jürgen Harms (Geowissenschaften)

Hansjörg Küster (Botanik und Ökologie)

Annette Richter (Paläontologie, Geologie, Zoologie)

Dieter Schulz (Biologie)

Für den Inhalt der Beiträge sind die Autoren verantwortlich.

Design, Satz, Umschlag

Matthias Winter, vemion.de

Druck

Beltz Grafische Betriebe GmbH, Bad Langensalza

Umschlaggrafik, Bild S. 1 & S. 7 © Maik Raddatz-Antusch

© Naturhistorische Gesellschaft Hannover

Gesellschaft zur Pflege der Naturwissenschaften

Willy-Brandt-Allee 5

30169 Hannover

Germany

E-Mail: info@N-G-H.org

www.N-G-H.org

Naturhistorica

BERICHTE DER NATURHISTORISCHEN GESELLSCHAFT HANNOVER

161 ·2019

Annette Richter

Vorwort

5

Maik Raddatz-Antusch

Geologie und Paläontologie der unterkreidezeitlichen Sandsteine

des Bückebergs bei Obernkirchen (Niedersachsen)

7

Geographischer Überblick

9

Regionale Geologie – Geologische Vergangenheit des Bückebergs

10

Die problematische Untergliederung des

Berriasium im Niedersächsischen Becken

14

Die Lithologie des Bückebergs – Überblick über die jurassischen,

kretazischen und quartärzeitlichen Ablagerungen

16

Tektonik und Lagerungsverhältnisse – Schichtungen, Klüftungen

und Störungen der kretazischen Gesteine der Bückeberg-Gruppe

44

Die Paläoökologie der Bückeberg-Gruppe am Bückeberg 48

Die fossile Flora der „Wealden“-Vorkommen in Europa 49

Die fossile Flora des Bückebergs 50

Spurenfossilien und Überreste der Invertebraten

und Vertebraten der Bückeberg-Gruppe 55

Naturhistorica BERICHTE DER NATURHISTORISCHEN GESELLSCHAFT HANNOVER 161 · 2019

4

Literaturverzeichnis

77

Glossar

81

Tabellen der Profile, Aufschlüsse und Lesesteine

84

Die Naturhistorische Gesellschaft

Hannover

99


5

Vorwort

Wie schon mit den Naturhistorica-Bänden

Der Deister – Natur, Mensch, Geschichte

(Band 131), Der Große Garten Herren hausen

(Band 150), Geowissenschaften im Spiegel

von Medaillen und Münzen (Band 154/155)

und Die Meteorite Niedersachsens (Band 157),

legt die Naturhistorische Gesellschaft

Hannover nun mit dem Naturhistorica-

Band 161 eine weitere Monografie vor.

Bei den umfangreichen Grabungen zu

Dinosaurierfährten im Obernkirchen-

Sandstein, die 2008 begannen, stellte sich

im Rahmen eines Symposiums im Jahr

2011 heraus, dass die Schaumburger Region

rund um den Bückeberg über einen

langen Zeitraum nicht mehr Thema geologischer

Landeserfassung gewesen war. Auf

Initiative des Landemuseums wurde der

damalige Geologie-Student Maik Raddatz

auf eine umfangreiche Diplomkartierung

angesetzt.

Maik Raddatz-Antusch legt mit dieser

Arbeit ein aktuelles, umfassendes und

in sich geschlossenes Werk vor, das gleichermaßen

für umweltinteressierte Laien,

Geologen und Paläontologen von großem

Interesse ist. Die Schaumburger Region

und besonders der Obernkirchener Bückeberg

sind nicht nur beliebte Ausflugsziele,

sondern stehen auch erdgeschichtlich

im Fokus der Forschung. Es ist von allgemeinem

Interesse, den Besuchern Wissen

über die Geologie des Gebiets zu vermitteln,

besonders auch im Hinblick auf die

wachsende Interessenlage zur Umwelt und

letztlich auch dem Klimawandel. Hierbei

spielen fundierte naturkundliche Publikationen

wie auch die vorliegende eine wichtige

Rolle.

Der Veröffentlichung der Ergebnisse

von Herrn Raddatz-Antusch kommt zusätzlich

eine große Bedeutung zu, da die

Kollegen des hiesigen Instituts für Geologie

der Leibniz Universität Hannover sich

nicht schwerpunktmäßig mit Regionalem

auseinandersetzen, sondern vorzugsweise

international tätig sind und darüber hinaus

keine Forschung in nicht-marinen Ablagerungsfolgen

des Mesozoikum betreiben.

Umso wichtiger ist es uns, die umfassende

Arbeit von Herrn Raddatz-Antusch

nun herausbringen zu können und damit

die Lücke in der zeitgemäßen Auseinandersetzung

mit der geologisch orientierten

Landschaftsgeschichte zu füllen.

Annette Richter


6

Für freundliche Unterstützung danken wir:

Schaumburger Landschaft

www.schaumburgerlandschaft.de


7

Geologie und Paläontologie der

unterkreidezeitlichen Sandsteine des

Bückebergs bei Obernkirchen (Niedersachsen)


Geologie und Paläontologie der

unterkreidezeitlichen Sandsteine des

Bückebergs bei Obernkirchen

Zusammenfassung

Der Bückeberg befindet sich etwa 3 km

südöstlich von Obernkirchen im Weserbergland.

Er ist seit Ende des 19. Jahrhunderts

Teil umfangreicher geologischer und

paläontologischer Untersuchungen.

Er ist nicht identisch mit dem Höhenzug

gleichen Namens südlich von Hameln

bei Hagenohsen.

Die vorliegende Arbeit bezieht sich auf

den Bückeberg südöstlich von Obernkirchen.

Der Bückeberg wird im Wesentlichen

durch die Ablagerungen des Oberen Jura

und der Unteren Kreide aufgebaut. Die

Schichten der Deister-Formation bilden

mit einem NW-SE Streichen von 350° den

gesamten Bückeberg. Die Pultscholle des

Bückebergs und die Fortsetzung im westlich

angrenzenden Harrl werden hauptsächlich

vom Obernkirchen-Sandstein der

Barsinghausen-Subformation aufgebaut.

Die Sande lagerten sich im Oberen Berriasium

ab. Tiefer, an der südlichen Flanke

des Berges, folgen die Ablagerungen

des Unteren „Wealden“-Schiefer der unteren

Isterberg-Formation. Diese beschränken

sich hauptsächlich auf Wasserläufe

und Quellenaustritte in denen der Schiefer

ansteht. Der Steinbruch Liekwegen ist

die einzige Lokalität, in dem der Untere

„Wealden“-Schiefer im Untersuchungsgebiet

oberirdisch anstehend ist. Die hier

aufgeschlossenen Sedimente repräsentieren

Beckenablagerungen und sind durch


8 Maik Raddatz-Antusch

das Hauptkohleflöz vom Obernkirchen-

Sandstein getrennt. Das Flöz ist nur noch

an wenigen Stellen des Arbeitsgebiets zugänglich.

Die unterlagernde Nesselberg-

Subformation ist aufgrund von Überdeckung

und/oder Erosion nicht mehr

nachzuvollziehen. Lesesteine des Oberen

Jura (Münder-Mergel-Subformation) sind

nur marginal nachweisbar und ebenfalls an

der südöstlichen Flanke des Bückebergs

aufzufinden. Die Talgebiete sind durch Decken

mit Lockergesteinen, die dem Quartär

zugeordnet werden, überdeckt. Die gesamten

Schichten des Arbeitsgebiets lagern

teilweise fast horizontal wirkend (2°), aber

auch durch Bruchschollentektonik etwas

stärker verkippt (bis 15°) und weisen Klüfte

in regelmäßigen Abständen auf. Einen

besonders guten Einblick in die Schichtenfolge

und vergleichsweise gute Aufschlussverhältnisse

bieten die drei größeren

Steinbrüche des Bückebergs (Steinbruch

Liekwegen, Hessischer Bruch und der aktiver

Obernkirchen-Sandsteinbruch), von

denen nur noch einer in Betrieb ist. Sie

liefern einen Hinweis auf eine von Süden

nach Norden verlaufende Schüttungsrichtung

der Obernkirchen-Sandsteine im

Untersuchungsgebiet.

Schlüsselwörter: Bückeberg, Geologie,

Paläontologie, Unterkreide, Sandsteine,

Obernkirchen, Kartierung, fossile Flora

und Fauna, Dinosaurierfährten.

Abb. 1 Übersichtskarte des Landkreises Schaumburg

mit eingezeichneter Lage des Bückebergs

(rot). Die Übersichtskarte von Niedersachsen zeigt

die Lage des Schaumburger Landes (schwarz).

1 Wölpinghausen

2 Hagenburg

3 Auhagen

4 Haste

5 Wiedensahl

6 Pollhagen

7 Sachsenhagen

8 Niederwöhren

9 Nordsehl

10 Lauenhagen

11 Lüdersfeld

12 Lindhorst

13 Beckedorf

14 Hohnhorst

15 Suthfeld

16 Meerbeck

17 Stadthagen

18 Heuerßen

19 Bad Nenndorf

20 Hespe

21 Rodenberg

22 Bückeberg

23 Seggebruch

24 Helpsen

25 Nienstädt

26 Apelern

27 Lauenau

28 Ahnsen

29 Obernkirchen

30 Auetal

31 Pohle

32 Messenkamp

33 Bad Eilsen

34 Luhden

35 Heeßen

36 Buchholz

37 Hülsede

38 Rinteln


Geologie und Paläontologie der unterkreidezeitlichen Sandsteine des Bückebergs bei Obernkirchen

9

Geographischer Überblick

Der Bückeberg befindet sich im Landkreis

Schaumburg im Südwesten von

Niedersachsen, etwa 63 km westlich von

Hannover, bzw. 7 km östlich von Obernkirchen

an der Schwelle zum Norddeutschen

Flachland (Abb. 1). Er ist Teil des

Weserberglands und bildet die zweithöchste

Erhebung Schaumburgs mit 367 m

üNN. Das Relief steigt von 150 bis 200 m

üNN im Süden (Auetal) auf 367 m üNN

im Zentrum des Bückebergs an (Abb. 2).

A

Abb. 2 Digitales Geländemodell

(DGM) des Untersuchungsgebiets

im Zentrum

des Bückebergs bei Obernkirchen.

A X-Achse kennzeichnet

Höhen- und Rechtswerte

des Untersuchungsgebiets;

B Y-Achse kennzeichnet die

Höhenmeter üNN.

B



Regionale Geologie – Ein Ausblick in die geologische

Vergangenheit des Bückebergs

Die im Arbeitsgebiet anstehenden präquartären

Gesteine kamen zur Zeit des

Oberen Jura (Tithonium) und hauptsächlich

während der Unteren Kreide (Berriasium)

innerhalb der Hilsbucht des Niedersächsischen

Beckens zur Ablagerung (Abb.

3, 4). Das Niedersächsische Becken bildet

mit einer Länge von etwa 400 km und einer

Breite von 100 km den südlichen Ausläufer

des Nordseebeckens. Es gehört zu

einer Reihe Nordwest-Südost orientierter

Becken (Hampshire Becken, Pariser

Becken, Westholländisches Becken, Sole

Pit Becken, Broad Fourteens Becken, Dänisches

Becken, Altmark-Brandenburg-

Becken) und wird durch die Pompeckjsche

Schwelle im Norden, die Rheinische

Masse im Süden, die Ostholländische Triasplatte

im Westen und die Flechtinger

Schwelle im Osten begrenzt (Mutterlose

& Bornemann 2000). Während des Oberen

Jura und der Unteren Kreide wurde

die Subsidenz des Beckens durch dextrale

divergente Scherbewegungen gesteuert.

Die Scherbewegungen stehen im Zusammenhang

mit dem zeitgleich stattfindenden

Rifting des zentralen Nordseegrabens.

Die Subsidenz begann während des

Kimmeridgium (Oberer Jura) und dauerte

während der Unterkreide bis zum Aptium

an. Dabei wurden die Sedimente der jurassisch-kretazischen

Münder-Formation,

der limnischen Bückeberg-Gruppe (Berriasium),

sowie der marinen Minden-Braunschweig-Gruppe

(Valanginium-Albium)

im Arbeitsgebiet abgelagert. Im frühen

Turonium begann die sogenannte tektonische

Inversion, die ihren Höhepunkt

Weser

Elbe

Bremen

Osnabrück

4

3

2

1

Hannover

Braunschweig

Osnabrück Delta

Hilsbucht

Braunschweiger

Bucht

100 km

Abb. 3 Paläogeografie des Niedersächsischen

Beckens während des Berriasium (Unterkreide) mit

gekennzeichneten Fundstellen von Dinosaurier-

Fährten. Zeichnung: M. Raddatz-Antusch und

J. Hornung.

Fährtenfossilien-Lokalitäten

1

Wölpinghausen

3

2 4

Münchehagen

Obernkirchen

Harrl

Rezenter Flussund

Küstenverlauf

Fluviatile

Transportrichtung



11

während des Santonium hatte und bis ins

Campanium hineinreichte. Eine weitere

Inversion fand im frühen Tertiär statt. Die

Inversion formte die ehemaligen Gräben

in das tektonisch stabile Niedersächsische

Tektogen bzw. die niedersächsische Scholle

um. Aufgrund verschiedener Mächtigkeiten

und lithologischer Variationen

lässt sich das Becken in einen westlichen

Bereich (Rhein-Bentheim-Meppen-Groningen-Areal),

einen westlichen zentralen

Bereich (Osnabrück-Bielefeld-Minden-

Vechta-Areal = nördliches Wiehengebirgsvorland),

einen östlichen zentralen Bereich

(Hannover-Braunschweig-Areal) und einen

östlichen Bereich im engeren Sinne

(Brandenburg-Mecklenburg-Areal) gliedern

(Abb. 5). Die Grenzen der einzelnen

Teilbecken lassen sich grob an den Flüssen

Ems, Leine und Elbe ziehen (Mutterlose

& Bornemann 2000).

Der Bückeberg wird mit seinen überwiegend

unterkreidezeitlichen Sedimenten

in den westlichen zentralen Bereich des

Niedersächsischen Beckens (nördliches

Wiehengebirgsvorland) eingegliedert. Sedimente

dieses Bereichs des Niedersächsischen

Beckens sind lediglich nördlich des

Wiehen- und Wesergebirges in der Region

Espelkamp-Minden-Bückeberg aufgeschlossen

(Mutterlose 1992).

Während des Coniacium bis Campanium

unterlag diese Region einer flächenhaft

wirkenden Abtragung (Denudation) und

Erosion, die von der durch Inversionstektonik

hervorgerufenen Heraushebung während

der Oberen Kreide begünstigt wurden.

Aufgrund der Inversion sind lediglich

Abb. 4 Fazielle Übersicht des Niedersächsischen

Beckens für das Berriasium. 1) vorwiegend Sandsteine;

2) Karbonatische Randsedimente;

3) Tonsteine mit Sandsteinlagen; 4) vorwiegend

Tonsteine. Die Lage des Arbeitsgebiets ist rot

gekennzeichnet. Geändert nach Mutterlose &

Bornemann (2000).

6° 7° 8° 9° 10° 11°

Hamburg

Pompeckj’sche Schwelle

53°

Bremen

Ostholländische

Triasplatte

Niedersächsisches Becken

Rheine

Bückeberge

Hannover

Celle

Gifhorn

Braunschweig

Flechtinger

Schwelle

52°

?

A

?

Rheinische Masse

B

Weser

C

Harz

1 2 3 4

Westliches

Becken

Zentrales

Becken

Östliches

Becken

Erosionsgebiete/

fehlende

Ablagerung


Ems


A

0 100 km

Nordsee

Kiel

IV

Hamburg

I

Bremen

Niedersächsisches Becken

Hannover

Berlin

II

Düsseldorf

III

Leipzig

B

Bramsche

Hunte

Espelkamp

Rehburger

Berge

Steinhuder

Meer

Hannover

Rheine

Tecklenburg

Osnabrück

Bad Iburg

Bielefeld

Minden

Vlotho

Harrl

Bückeberg

Deister

Obernkirchen

Münster

Oerlinghausen

Teutoburger Wald

Horn-Bad

Meinberg

Paderborn

Fürstenberg

Soest

Warburg

Weser

Essen

Rheinische Masse

0 20 km



13

Abb. 5 (siehe gegenüberliegende Seite)

A Geografische Übersicht des Niedersächsischen

Beckens: I Rhein-Bentheim-Meppen-Groningen-

Areal; II Osnabrück-Bielefeld-Minden-Vechta-Areal =

nördliches Wiehengebirgsvorland; III Hannover-

Braunschweig-Areal; IV Brandenburg-Mecklenburg-

Areal. Rot gekennzeichnet ist der südwestliche Teil

des Beckens, in dem sich das Untersuchungsgebiet

befindet.

B Geografischer Überblick des südwestlichen Teils

des Niedersächsischen Beckens: Bückeberg und

Harrl (rot); Rehburger Berge; Teutoburger Wald.

Geändert nach Mutterlose & Bornemann (2000).

die Unterkreide-Sedimente des Berriasium

bis zum späten Hauterivium erhalten

geblieben. Die Sedimente der Bückeberg-

Gruppe sind die jüngsten präquartären

Ablagerungen des Bückebergs. Ablagerungen,

die jünger als die Simbirskites staffi

(Ammoniten)-Zone des späten Hauterivium

sind, erscheinen nicht mehr in diesem

Bereich der Ostwestfälischen Schwelle

(Mutterlose & Bornemann 2000). Die unterkreidezeitlichen

Ablagerungen sind entlang

verschiedener Ost-West gerichteter

Antiklinalen und Synklinalen aufgeschlossen,

die durch Salzdiapirismus entstanden

sind (Baldschuhn et al. 1996). Einen

detaillierten Überblick über die komplexe

Entwicklung des Niedersächsischen Beckens

gibt Cäsar (2012).

Die limnischen Sedimente des Berriasium

wurden in der älteren Literatur auch

als „nordwestdeutscher Wealden“ bezeichnet,

in Analogie zu kontinentalen Ablagerungen

in Südwest-England, die allerdings

keinen engeren genetischen Bezug haben

und geologisch etwas jünger sind. Diese

Terminologie wird auch heute noch teilweise

informell verwendet. Formell wurde

für die Einheit 1975 die Bückeberg-Formation

eingeführt (Casey et al. 1975), die

2014 weiter untergliedert wurde und den

Status einer lithostratigrafischen Gruppe

erhielt.

Sie erreicht eine Mächtigkeit von etwa

700 m im Zentrum des Niedersächsischen

Beckens. Der Großteil der Bückeberg-

Gruppe besteht aus dunkelgrauen, karbonatarmen,

teilweise bituminösen Tonsteinen,

die stellenweise mit sideritischen

Schillkarbonaten wechsellagern (Isterberg-Formation).

Im Arbeitsgebiet ist der

tiefere Teil der Isterberg-Formation (vormals

„Unterer Wealdenschiefer“) im Steinbruch

Liekwegen und am Südhang des

Bückebergs aufgeschlossen. Auch der obere

Bereich der Bückeberg-Gruppe von Ellerburg

nördlich Lübbecke und weiter östlich

bei Minden besteht hauptsächlich aus

Ton steinen (Obere Isterberg-Formation).

Weiter östlich, nahe der Weser, wird die

Abfolge zunehmend grobkörniger. Entlang

der Weser verzahnen sich die Tonsteine

ostwärts mit den fluviodeltaischen Sand-,

Silt- und Tonsteinen sowie Schillkarbonaten

und Kohleflözen der Deister-Formation

(Mutterlose & Bornemann 2000).

Kauenhowen (1927) sah die Sandsteine

als den distalen Bereich des Fächers an. Er

vermutete den Transport des Materials aus

dem Süden in das Becken. Auch Mutterlose

& Bornemann (2000) und Voigt et al.

(2008) vermuten einen Transport des Sandes

aus Süden von der Rheinischen Masse

her.

Besonders zwei Schichteinheiten, der

Untere- und der Obere-Hauptsandstein,

zusammengefasst als Obernkirchen-Sandstein,

stoßen weit nach Nordwesten vor

und erreichen den Raum um Rehburg-

Loccum (Münchehagen). Es lassen sich

zwei unterschiedliche Fächer aus Sandsteinen

unterscheiden, die beide ihren

Ursprung im Süden haben. Ein kleiner

Fächer befindet sich im Bereich der heutigen

Gegend von Osnabrück. Ein weiterer



größerer Fächer ist in der Gegend von

Hannover gelegen. Die mächtigen, massiven

Sandsteine des Hauptsandsteins

(Deister-Formation, Barsinghausen-Subformation)

formen einen langgezogenen

Fächer, der in der Region des Hils etwa 50

km weiter südlich seinen Ursprung findet.

Diese Sandsteine bilden die geomorphologischen

Rücken des Bückebergs mit dem

Harrl (westlich), dem Deister (südöstlich)

und den Rehburger Bergen. Sie lassen sich

bis zu dem etwa 20 km von Hannover entfernten

Ort Sehnde weiterverfolgen (Mutterlose

& Bornemann 2000).

Die Deltas und die durch Flussablagerungen

gebildeten Ebenen beherbergten

im Berriasium eine reiche Vegetation,

vergleichbar mit heutigen Regen- und

Sumpfwäldern (Pelzer 1984, 1998; Abbink

et al. 2001). Koniferen, Ginkgo und Farne

dominierten die Wälder der Unteren

Kreide des Niedersächsischen Beckens.

Trockengebiete und das Hinterland waren

wahrscheinlich durch eine offene, savannenartige

Vegetation aus Cycadeen und

Bennettitales geprägt. Bereiche mit aktiver

Sedimentation und Sedimenttransport

(Durchbruchsfächer, Barrieren) wurden lediglich

von Pionierpflanzen wie Bärlappgewächsen

besiedelt und stabilisiert (Pelzer

1998).

Die problematische Untergliederung des Berriasium im

Niedersächsischen Becken

Bis 1962 vermuteten Wick & Wolburg

die Jura-Kreide-Grenze im Wealden 3 und

verwendeten die Grenze Purbeck-Wealden

in England als Vorlage (Tafel 1 A

Beilagenblatt). Dies änderte sich mit der

Erhebung des Berriasium als eigenständige

basale Stufe der Unterkreide unterhalb

des Valanginium (Busnardo & Le Hégarat

1965). Bis zu diesem Zeitpunkt wurde das

Berriasium als unterste Stufe des Valanginium

angesehen und mit einem „Infravalangin“

gleichgesetzt. Basierend auf den

Neuerkenntnissen durch die Verwendung

der Ostrakodengattung Cypridea als Leitfossil,

kam es zu einer Verschiebung der Jura-Kreide-Grenze

an die Obergrenze des

Münder Mergel (Tafel 1 B Beilagenblatt).

Die Vertreter der Süß- bis Brackwasser-

Ostrakoden zeigen sowohl eine übereinstimmende

Artabfolge im Anglo-Pariser

und Niedersächsischen Becken, als auch im

englischen Unter-Purbeck. Demnach handelt

es sich bei den Ablagerungen des englischen

Purbeck und den vergleichbaren

Einschaltungen in Südfrankreich, Schweiz

und Deutschland um eine Fazies des Berriasium

(Kemper 1973).

Babinot et al. (1971) bemerken, dass die

Sedimente limnisch-brackischer Gewässer

zur Zeit des Berriasium wahrscheinlich

in Westeuropa weit verbreitet waren. 1973

beschreibt Kemper, dass lediglich ein Teil

der Schichten, die in Deutschland „Wealden“

genannt wurden, mit dem englischen

Purbeck äquivalent ist. Dennoch wurde

der irreführende Faziesbegriff „Wealden“

bis zu diesem Zeitpunkt beibehalten und

im stratigrafischen Sinne gebraucht. Kemper

führte an, dass der „deutsche Wealden“

mit dem Englischen nicht identisch

ist und faziell nur bedingte Ähnlichkeiten

hat. Um Irreführungen auszuschließen,

vergab Kemper (1973) für den „deutschen

Wealden“ den Namen „Bückeberg-Folge“

und für den „Oberen Münder-Mergel“ den

Namen „Katzberg-Folge“ (Tafel 1 B Beilagenblatt).

In diesem Sinn soll in dieser

Arbeit nur von einer „Wealdenfazies“ oder



15

dem „Norddeutschen Wealden“ gesprochen

werden.

Die Korrelationen der Basis der Unterkreide

in Norddeutschland sind noch immer

nicht eindeutig geklärt. Gründe für

eine unzureichende Gliederung sind das

Fehlen von marinen Sedimenten mit den

für eine Korrelation wichtigen Ammoniten,

ebenso wie das Fehlen von Dinoflagellaten,

kalkigen Nanofossilien, Foraminiferen,

Calpionellen, Aucellinen und

Belemniten. Gleichzeitig wird eine stratigrafische

Gliederung durch häufige Gesteinswechsel

erschwert. Zwar lassen sich

diese hypersalinaren bis brackisch-limnischen

Sedimente wie oben erwähnt mit

Ostrakoden untergliedern, jedoch sind die

hier auftretenden Arten von Cypridea, Paranotacythere

und Sternbergia endemisch.

Demnach lässt sich eine biostratigrafische

Position der Kreide-Basis nur abschätzen.

Die Grenze beginnt etwa mit dem Einsetzen

der Gattung Cypridea in der Zone der

Macrodentina dictyota (Schudack 1994).

Das Top der Bückeberg-Gruppe unterlag

ebenfalls verschiedenen Anpassungen.

Während Kemper (1973) die Grenze Berriasium/Valanginium

am Top der Bückeberg-Gruppe

(ehemals Bückeberg-Folge)

definierte, verlagerten Elstner & Mutterlose

(1996) diese an eine unsichere Position

innerhalb der oberen Bückeberg-Gruppe

(ehemals Bückeberg-Formation). 2014

verschoben Erbacher et al. die Grenze erneut

wieder an das Top der Bückeberg-

Gruppe.

Hornung et al. (2012) untergliedern

die Bückeberg-Formation ebenfalls in

die Obernkirchen-Subformation (englisch

„Member“) und die Osterwald-Subformation.

Die ältere Münder-Formation,

bestehend aus der Katzberg- und

der Serpulit-Subformation, ist vollständig

in das Berriasium eingegliedert.

Nach Hornung et al. (2012) beginnt die

Bückeberg-Formation mit dem Auftreten

von Cypridea fasciculata und endet mit der

Paranotacythere trapezoidalis-Zone. Im Gegensatz

zu älteren Gliederungen wird auf

eine weitere Untergliederung der Obernkirchen-Subformation

und Osterwald-

Subformation verzichtet. Dafür wird eine

lithofazielle Darstellung der beiden Subformationen

aufgezeigt.

Die für diese Arbeit verwendete stratigrafische

Einordnung der kartierten Einheiten

beruht auf der überarbeiteten Lithostratigrafie

nach Erbacher et al. (2014)

und der Stratigrafischen Tabelle von

Deutschland 2017 (Deutsche Stratigraphische

Kommission 2017). In der neuen

Gliederung wurden der Münder-Mergel,

die Katzbergfolge und der Serpulit als

Münder-Formation zusammengefasst. Der

Serpulit ist nun als Subformation herabgestuft

worden und wird als Nesselberg-Subformation

bezeichnet. Die Jura-Kreide-

Grenze befindet sich an der Obergrenze

der Münder-Formation bzw. Nesselberg-

Subformation. Demnach umfasst die

Münder-Formation sowohl jurassische als

auch unterkretazische Ablagerungen (Nesselberg-Subformation).

Die stratigrafisch

jüngere Bückeberg-Folge wurde in die Bückeberg-Gruppe

umbenannt. Diese wird

weiter untergliedert in die Tonfazies (Oberer

und Unterer „Wealden“-Schiefer), die

als Isterberg-Formation bezeichnet wird

und die sandige Randfazies im Südosten,

die nun Deister-Formation genannt wird.

Der distale Anteil (Obernkirchen-Sandstein)

wird als Barsinghausen-Subformation

der Deister-Formation angegliedert.

Die proximaleren Bereiche (Hils und Osterwald)

werden als Osterwald-Subformation

bezeichnet. Zur besseren Orientierung

werden in dieser Arbeit die informellen

Einheiten wie „Mittlerer Münder-Mergel“,

„Serpulit“ und „Obernkirchen-Sandstein“

beibehalten bzw. verwendet.



Die Lithologie des Bückebergs – Ein Überblick über die

jurassischen, kretazischen und quartärzeitlichen Ablagerungen

des Höhenzugs bei Obernkirchen

Im Rahmen dieser Arbeit wurden die

im Gelände zu erfassenden lithologischen

Grenzen auskartiert, wobei viele davon

aufgrund fehlender Aufschlüsse oder

durchgehender Profile nur bedingt nachvollziehbar

waren. Die kartierten Lesestein-

(grün) und Aufschlusspunkte (rot)

sind auf Tafel 4 des Beilagenblatts dargestellt

und in den Tab. 4 und 5 erläutert.

Die Beschreibungen der aufgenommenen

Profile (A6, A7, A14) der 3 Steinbrüche

auf dem Bückeberg sind den Tab. 1 bis 3

zu entnehmen. Für die detaillierten Beschreibungen

der einzelnen Schichten

in den vorhandenen Steinbrüchen wurden

für die Profilaufnahmen die Kürzel

„LB“, „AB“ und „NB“ verwendet. Dabei

handelt es sich jeweils um die Abkürzungen

und Arbeitstitel LB für „Liekwegener

Bruch“ (Steinbruch Liekwegen), AB

für „Alter Bruch“ (Hessischer Bruch) und

NB für „Neuer Bruch“ (aktiver Obernkirchen-Sandsteinbruch).

Für eine nachzuvollziehende

Beschreibung der einzelnen

Schichten wurden diese Initialen noch mit

einer durchgehenden Nummerierung versehen.

Die Lage der Profile ist ebenfalls im

Beilagenblatt (siehe Tafel 4) und in Detailabbildungen

(Abb. 33, 34) zu ersehen.

Außerdem wurden auf dem Bückeberg abgeteufte

Bohrungen (Landesamt für Bergbau

2013) in die Beschreibungen der einzelnen

Lithologien miteinbezogen und

interpretiert. Die verwendeten Bohrungen

werden in den Tab. 7 – 16 ausführlich beschrieben*.

Die oberjurassische Münder-Formation

* Tab. 7 – 16 siehe

naturhistorica-161.n-g-h.org

bildet die älteste lithologische Einheit des

Arbeitsgebiets. Die Münder-Formation

(zusammen mit der Nesselberg-Subformation)

wurde während des Oberen Jura (Tithonium)

und der basalen Unteren Kreide

(Unteres Berriasium) abgelagert. Die

Nesselberg-Subformation ließ sich nicht

nachweisen, so dass lediglich der Mittlere

Münder-Mergel der Münder-Formation

bereichsweise auskartiert werden konnte.

Auf dem Mittleren Münder-Mergel folgen

die Gesteine der Isterberg-Formation und

Deister-Formation (Barsinghausen-Subformation).

Sie lassen sich von jung nach

alt folgendermaßen gliedern:

1. Deister-Formation, Barsinghausen-

Subformation: Hauptsandstein und

Liekwegener Sandstein (s. Abschnitt:

Obernkirchen-Sandstein, „Hauptwealdensandstein“

nach Grupe

1933).

2. Isterberg-Formation: Überwiegend

Tonsteine (Unterer „Wealden“-

Schiefer), eingeschaltet der „Untere

Sandstein“ (Deister-Formation) und

Hauptkohleföz (s. Abschnitt „Untere

Isterberg-Formation (Unterer

„Wealden“-Schiefer WdSu“)).

Die Sandsteine der Deister-Formation

verzahnen mit den Tonsteinen der

Isterberg-Formation. Deren oberer Teil

(der Obere „Wealden“-Schiefer“) im Hangenden

der Deister-Formation fehlt lokal

durch Erosion. Die jüngsten Ablagerungen

im Arbeitsgebiet, die dem Quartär

zugeordnet werden, wurden nicht weiter

untergliedert. Es wurden jedoch die pleistozänen

Lössdecken und Geschiebemergel



17

von den holozänen, alluvialen Ablagerungen

unterschieden. Die in dieser Arbeit

verwendeten Abkürzungen für die lithologischen

Einheiten wurden dem „Symbolschlüssel

Geologie“ (Landesamt für Bergbau

2013) entnommen.

Über die jurassischen Ablagerungen

des Bückebergs (Malm [jo]) – Ein

Exkurs in die Münder-Formation

(joOM4 – joOM6) und deren Mittlerer

Münder-Mergel (joOM4)

Die Münder-Formation ist nach dem

4 km westlich von Springe gelegenen heutigen

Bad Münder benannt (Credner 1863).

Erst 1975 erhielt die Stadt das Prädikat

„Staatlich anerkannter Heilquellenbetrieb“.

In der Umgebung von Bad Münder

ist die Aufschlusssituation für oberjurassische

Ablagerungen besonders gut. Die

Münder-Formation stellt die älteste lithologische

Einheit im Untersuchungsgebiet

dar. Sie beinhaltet neben den jurassischen

Ablagerungen zusätzlich noch die Nesselberg-Subformation,

die in das Berriasium

(Unterkreide) gestellt wird. Die Ablagerungen

der Münder-Formation sind lediglich

auf den flachen Bereichen des Südhangs

des Bückebergs nachweiszuweisen,

die vorwiegend landwirtschaftlich genutzt

werden. Dauerhafte Aufschlüsse der Münder-Formation

sind nicht vorhanden. Der

hauptsächlich mergelig ausgebildete Mittlere

Münder-Mergel wird durch eine etwa

2 m mächtige quartäre Decke überlagert.

Die Hangendgrenze liegt in etwa bei 210

m üNN am Südhang des Bückebergs. Die

zu den Mittleren Münder-Mergel gestellte

lithologische Einheit lässt sich nach Süden

über das Arbeitsgebiet hinaus weiterverfolgen.

Wilde (1981) beschreibt „hauptsächlich

graue bis grünlich graue, teilweise

auch grünliche, plastische Mergel“ in

den flachen Bereichen des Harrl-Südhangs

(Messtischblatt Bückeburg 3720), die

westlich an das Untersuchungsgebiet Bückeberg

(Kathrinhagen 3721) anschließen.

Eine genaue stratigrafische Einordnung

der farbigen Mergel ist aufgrund der Aufschlussgegebenheiten

im Untersuchungsgebiet

nicht möglich. Jedoch lassen sich die

beobachteten Lesesteine mit hoher Wahrscheinlichkeit

in den Mittleren Münder-

Mergel eingliedern. Die grünlich-grauen

und zum Teil auch rötlichen Mergelsteine

zeigen eine starke Reaktion mit Salzsäure.

Eine von Grupe (1933) angegebene Analyse

ergibt einen Calciumkarbonat-Anteil

von 33,1 % und einen Magnesiumkarbonat-Anteil

von 16,3 %.

Wiederholt beobachtete feste, mergelig-

Abb. 6

A Fester, kalkiger, mürbe-bröckliger Lesestein

(Lese steinvorkommen L20; Tafel 4 Beilagenblatt)

der Münder-Formation mit einer gräulichen Kruste

und einem weißlich bis geblichen Bindemittel;

Pfeilspitze kennzeichnet den enthaltenen Seeigelstachel.

B Detailansicht der Spitze des Seeigelstachels

im Lesestein mit gut erkennbarer zur Spitze

zulaufender Riefung.

A

B



kalkige und mürbe-bröcklige Konglomerate

mit einer gräulichen Kruste und einem

weißlich bis gelblichen Bindemittel

konnten ebenfalls in den flachen Bereichen

des Südhangs des Bückebergs aufgefunden

werden (Abb. 6 A). Die von Wilde

(1981) erwähnte, immer dunkler werdende

Farbänderung vom Liegenden (rötliche

Mergel) bis hin zum Hangenden (grünlich-grau)

im Harrl ist stellenweise im flachen

Bereich des Südhangs des Bückebergs

ebenfalls zu beobachten. Aufgrund

der Farbenvielfalt der Mergel, dem hohen

Calciumkarbonat-Anteil und dem Vorhandensein

von mürbe-bröckligen Mergelsteinen

werden die Lesesteine im südlichen

Bereich des Untersuchungsgebiets

im Zuge dieser Arbeit in den Mittleren

Münder-Mergel gestellt. Die im Mittleren

Münder-Mergel häufig auftretenden Vorkommen

von Steinsalz oder Gips konnten

während der Kartierung nicht gefunden

werden. Die farbigen Mergel sind relativ

fossilfrei. Lediglich ein Seeigelstachel

konnte innerhalb eines mürben Lesesteins

nachgewiesen werden (Abb. 6 B). Über die

Mächtigkeit des Mittleren Münder-Mergel

lassen sich keine Aussagen treffen, da

die dazu nötigen Aufschlüsse fehlen und

der Mergel bis über die Südgrenze des Arbeitsgebiets

hinausreicht. Grupe (1933)

gibt jedoch eine Mächtigkeit bis zu 350 m

für den Mergel an. Direkt oberhalb des

Mittleren Münder-Mergel, auf einer Höhe

von 270 m üNN, folgt im Hangenden am

Südhang der Untere „Wealden“-Schiefer

der Isterberg-Formation der Bückeberg-Gruppe.

Der in der Schichtenfolge

überlagernde Serpulit (Nesselberg-Subformation)

ließ sich im Gelände nicht eindeutig

bestimmen. Gründe für die schlechten

Aufschlussgegebenheiten könnten

Hangrutschungen, starke Erosionen entlang

des Südhangs oder die dichte Vegetation

sein.

Über die kreidezeitlichen Ablagerungen

des Bückebergs (Berriasium

[krbe]) – Ein Exkurs in die Isterberg-Formation,

das Hauptkohleflöz

und die Deister-Formation der

Bückeberg-Gruppe (krBU)

Der Bückeberg dient als Stratotyp-Areal

und Namensgeber für die Bückeberg-

Gruppe. Der alten Gliederung nach Wick

& Wolburg (1962) umfasst sie die Schichten

des „deutschen Wealden“ W1 bis W6

(Tafel 1 Beilagenblatt). Im kartierten Gebiet

konnten die untere Isterberg-Formation

und die mit ihr verzahnende Deister-Formation

nachgewiesen werden. Die

Gesamtmächtigkeit der Bückeberg-Gruppe

beträgt in etwa 340 m (Grupe 1933).

Die Untere Isterberg-Formation

(Unterer „Wealden“-Schiefer, WdSu) –

Die Tonsteinfazies der Bückeberg-

Gruppe (krBU) am Bückeberg

Der Untere „Wealden“-Schiefer ist neben

dem Obernkirchen-Sandstein (Deister-

Formation) die zweithäufigste anzutreffende

lithologische Einheit im Arbeitsgebiet.

Die Vorkommen des Unteren „Wealden“-

Schiefer sind jedoch nur im stillgelegten

Steinbruch Liekwegen im Norden des Untersuchungsgebiets

anstehend und als Lesestein

im sich verflachenden Norden zu

finden. Weiterhin lassen sich Lesesteine

in kleineren Quellaustritten am Südhang

finden. Die Aufschlusssituation im Steinbruch

Liekwegen ist ausreichend gut, so

dass ein Detailprofil angefertigt werden

konnte (Tafel 2 C Beilagenblatt). Der graue

Tonstein lagert nahezu horizontal und bildet

gleichzeitig die Steinbruchsohle in vielen

Bereichen des Bruchs. Zur Ermittlung

der Lage und Verbreitung des Unteren

„Wealden“-Schiefer im Untergrund wurden

zusätzlich zahlreiche abgeteufte Bohrungen

auf dem Bückeberg ausgewertet.



19

Beim Unteren „Wealden“-Schiefer des

Liekwegener Steinbruchs handelt es sich

um einen dunkelgrauen, siltigen Tonstein

(Abb. 7). Er zeigt ein plattiges bis unregelmäßiges

Gefüge und ist horizontal geschichtet.

Die durchschnittliche Mächtigkeit

der einzelnen aufgeschlossenen

Tonsteinlagen schwankt zwischen 3 bis 9

cm. Einige Lagen zeigen eine deutliche

Braunfärbung, die durch Oxidation von

Eisen oder Mangan hervorgerufen wurde.

Die auf den Schichtoberflächen zum

Teil in großer Zahl gefundenen Muschelreste

sind meist einklappig und scheinen

bereichsweise eingeregelt zu sein, das weist

auf einen postmortalen Transport hin. Die

Schalen der Muscheln sind zum größten

Teil weggelöst, so dass lediglich eine Steinkernerhaltung

vorliegt (Abb. 7 D, 24). Es

handelt sich hierbei hauptsächlich um die

Süß- bis Brackwassermuscheln der Neomiodontiden.

Sie liegen in einer konvexoben

Position auf der Schichtoberfläche

und weisen eine sehr gute Erhaltung auf.

Neben den Neomiodontiden lassen sich

zusätzlich noch Unioniden (Süßwasser-

Muscheln) beobachten.

Das Vorhandensein von Süß- bis Brackwasserorganismen

wie Neomiodontiden

und Unioniden lässt auf ein ehemaliges

limnisches Milieu schließen (Pelzer 1998).

Anzeichen für Bioturbation lassen

sich innerhalb der Tonsteine des Unteren

„Wealden“-Schiefer im Steinbruch Liekwegen

nicht beobachten.

Der Untere „Wealden“-Schiefer wird

durch ein dünnes Kohleflöz vom Liekwegener

Siltsandstein des Obernkirchen-

Sandstein im Hangenden getrennt (Tafel

2 C Beilagenblatt, LB 2). Bei dem Kohleflöz

handelt es sich sehr wahrscheinlich

um das Hauptkohleflöz, das die Grenze

zwischen dem Unteren „Wealden“-Schiefer

und dem Obernkirchen-Sandstein darstellt

(Falke 1944).

Der am Südhang des Bückebergs als Lesesteine

in ehemaligen Abbaukuhlen und

Wasserläufen aufzufindende Tonstein unterscheidet

sich vom schluffigen Tonstein

von Liekwegen durch seinen blättrigen

Zerfall beim Zerschlagen. Demnach findet

ein Wechsel von massiveren, siltigen

Tonsteinen im Liegenden zu einem mehr

blättrigen, siltigen Tonstein im Hangenden

statt. Zum Teil lassen sich stark kohlehaltige

Tonsteine unterhalb der Kammstraße

finden, in denen vereinzelt schlecht erhaltene

Pflanzenreste vorhanden sind. Reste

von Muscheln oder anderer Fossilien

konnten hier nicht nachgewiesen werden.

Die maximale Gesamtmächtigkeit des

Unteren „Wealden“-Schiefer im Arbeitsgebiet

liegt etwa bei 100 m (Grupe 1933).

In den Bohrungen lassen sich vereinzelt

dünne eingeschaltete Bänke von Sandsteinen

und Kohleflözchen erkennen. Diese

bilden lateral begrenzte Vorkommen

und sind in den Bereichen Horsthof 9/87

(Tab. 7) und Forsthaus WD 11/87 (Tab.

10) beobachtet worden (Tafel 3 B Beilagenblatt).

Dabei handelt es sich um frühe

Einschaltungen von Feinsandsteinen.

Aufgrund einer größeren Verwerfung,

die am Flothbach des Arbeitsgebiets ihren

Ursprung hat und weiter südwestlich

durch den „Düsteren Grund“ über den

„Futterplatz“ verläuft, kommt es zu einer

Verwerfung der Schichten der Isterbergund

Deister-Formation (Grupe 1933). Im

Gelände konnte diese Verwerfung nicht

eindeutig nachgewiesen werden, da Aufschlüsse

fehlen.

Der Untere „Wealden“-Schiefer ist überwiegend

eine landferne Beckenablagerung

(Abb. 4), die nach einem raschen Wasserspiegelanstieg

im Anschluss an die Bildung

des Serpulit sedimentiert wurde. Die zahlreichen

Vorkommen von neomiodontiden

und unioniden Muscheln im Steinbruch

Liekwegen lassen ein oligohalines bis



A

B

C

D

E



21


A Aufschlusspunkt A1 im Steinbruch Liekwegen

(siehe auch Abb. 33 und Tafel 4 Beilagenblatt).

B Aufgeschlossener Unterer „Wealden“-Schiefer

im Steinbruch Liekwegen (Isterberg-Formation).

C Wellige, unlaminierte Lagen des Unteren

„Wealden“-Schiefer (Isterberg-Formation).

D Eisen- oder manganüberzogener Unterer

„Wealden“-Schiefer mit eingeregelten Muschelresten

auf der Schichtoberfläche am Aufschlusspunkt

A2 (siehe auch Abb. 33 und Tafel 4 Beilagenblatt)

(Foto A. Böhme).

E Tonstein-Lesesteinvorkommen L33 (siehe auch

Tab. 5 und Tafel 4 Beilagenblatt) des Unteren

„Wealden“-Schiefer am Glückauf-Stollen unterhalb

der Kammstraße (Isterberg-Formation). Länge des

Hammers etwa 30 cm.

mesohalines Ablagerungsmilieu des Unteren

„Wealden“-Schiefer vermuten (Kemper

1973).

Dünnschliffauswertungen des

„Wealden“-Schiefer der Isterberg-

Formation am Bückeberg

Für die Auswertung des Unteren

„Wealden“-Schiefer wurden Dünnschliffe

des Aufschlusspunkts A2 (Abb. 33) angefertigt

(Abb. 8). Die Grundmatrix zeigt

eine hohe Anzahl an Bioklasten. Diese lassen

sich auch makroskopisch auf der Oberfläche

des Tonsteins sehr gut erkennen. Es

handelt sich bei den Bioklasten um Schalenreste

oder komplette Schalen von Neomiodontiden

und Unioniden. Eine genaue

Interpretation der Bioklasten im Dünnschliff

wurde im Zuge dieser Arbeit nicht

vorgenommen. Jedoch lassen die gut zu

erkennenden Schalen auf der Oberfläche

des anstehenden Gesteins und der Probe

darauf schließen, dass es sich hauptsächlich

um Schalen von Neomiodontiden handelt.

Die Größe der Schalen variiert von 0,2

mm (Abb. 8 B) bis zu mehreren Zentimetern.

Neben bioklastenreichen Tonsteinen treten

im Unteren „Wealden“-Schiefer auch

karbonatische Lumachellen bzw. Muschelschilllagen

auf (Aufschlusspunkt A24,

Abb. 9 und Tafel 4 Beilagenblatt). Die im

Untersuchungsgebiet aufgefundenen aus

Kalkstein bestehenden Muschelschilllagen

zeigen eine Schichtung von zahlreichen

Muschelschalen, die mit ihrer Rundung

nach oben liegen. Die Lage der Schalen

gibt einen Hinweis auf eine Bodenströmung

während der Ablagerung. Weiterhin

lässt sich eine leichte, normale Gradierung

erkennen. Die größeren Muschelschalen

lagern demnach im unteren Teil, während

die kleineren Schalen im oberen Teil des

Lesesteins zur Ablagerung gekommen sind.

Neben den Muschelschalen befinden sich

zusätzlich zwei Knochenfragmente eines

oder mehrerer nicht identifierzierter kleiner

Wirbeltiere im Dünnschliff (Abb. 10

A und D). Der größere Knochen (maximal

8,8 mm lang und maximal 6,3 mm breit)

der beiden Fragmente liegt als Längsanschnitt

im Dünnschliff vor und zeigt eine

deutlich zu erkennende schwamm artige

Struktur im Inneren (Spongiosa, Abb. 10

E). Dieser Knochen lässt sich keiner Wirbeltiergruppe

konkreter zuordnen. Das

kleinere Knochenfragment (1 mm im

Querschnitt) liegt im Querschnitt vor und

ist genau wie die Schalenfragmente intensiv

zerbrochen (Abb. 10 A). Dieser Knochen

ist äußerst dünnwandig und hohl, es

könnte sich um einen Rest eines Flugsauriers

handeln. Die Knochen erscheinen im

Hellfeld in einer bräunlichen Färbung und

lassen sich deutlich von den Muschelresten

unterscheiden. Seltener sind bräunliche

bis schwarze Peloide vorhanden.



A

B

C

D

Abb. 8 Dünnschlifffotos von Tonsteinen des Unteren

„Wealden“-Schiefer (Isterberg-Formation) aus

dem Arbeitsgebiet im Hellfeld.

A Braune Matrix des „Wealden“-Schiefer. B Detailauschnitt

von D mit Resten von Ostrakoden (weiß).

C Reste von Muschelschalen und Ostrakoden

(weiß) vor brauner Matrix. D Übersicht über die

Lage der enthaltenen Reste von Muschelschalen

und Ostrakoden (weiß) in der Matrix des

„Wealden“-Schiefer.

Grupe (1933) erwähnt ebenfalls Kalke und

Kalkbänkchen mit dicht gepackten Muschelschalen,

die wiederholt in den Unteren

„Wealden“-Schiefer eingestreut sind.

Auch Kemper (1976) und Mutterlose &

Bornemann (2000) schrei ben dem Unteren

„Wealden“-Schiefer häufige Wechsellagerungen

aus Ton- und Kalksteinen mit unzähligen

Lagen von Bivalven (überwiegend

Neomiodontiden) und Gastropoden zu.

Diese Kalkbänke enthalten häufig Wirbeltierreste,

besonders von Fischen. Aufgrund

der isolierten Position und des Lesesteincharakters

dieses Fundes, lassen sich keine

genauen Angaben über die Verbreitung

und Mächtigkeit innerhalb des Untersuchungsgebiets

machen.

Kemper (1976) ordnet die häufig auftretenden

Kalke in die Abschnitte Wd 1, Wd

3 und Wd 4 ein (Tafel 1 B Beilagenblatt).

Das Hauptkohleflöz

Das Hauptkohleflöz ist lediglich in wenigen

Bereichen des Untersuchungsgebiets

aufgeschlossen (A3, A4, A5 und A17;

Abb. 33 und Tafel 4 Beilagenblatt). Im

Steinbruch Liekwegen ist das Flöz lateral

ausgedehnt und bildet in einigen Bereichen

die Steinbruchsohle (Tafel 2 C Beilagenblatt,

LB 2; Abb. 11 A, C). Bei dem



23

A

B

Abb. 9 Muschelschill vom Aufschlusspunkt A24

(Unterer „Wealden“-Schiefer, Isterberg-Formation;

Tafel 4 Beilagenblatt).

A Aushub am Wanderweg Oberer Weg in Richtung

Wendthagen. Breite des Hügels etwa 2 m.

B Lumachelle mit großen, übereinander liegenden

Neomiodontiden-Schalen. Länge des Hammerhalses

etwa 10 cm.

Liegendflöz handelt es sich um Steinkohle,

die die Grenze zwischen dem Unteren

„Wealden“-Schiefer der Isterberg-Formation

und dem Obernkirchen-Sandstein

(Liekwegener Siltsandstein) der Deister-

Formation bzw. der Barsinghausen-Subformation

bildet. Bei der Beschreibung

der Kohlevorkommen im Untersuchungsgebiet

wurden die Begriffe Glanzkohle,

Mattkohle und Brandschiefer nach Stach

(1968) verwendet.

Das Kohleflöz im unteren Bereich des

Steinbruchs Liekwegen (LB 2) besteht aus

Glanzkohle und besitzt eine Mächtigkeit

von etwa 5 cm. Es überlagert in vielen Bereichen

im Bruch den Unteren „Wealden“-

Schiefer (LB 1) und unterlagert demnach

direkt den Obernkirchen-Sandstein (Liekwegener

Siltsandstein, LB 3). Der Kontakt

zur Basis des überlagernden Siltsandsteins

ist überwiegend scharf.

Einen weiteren Aufschlusspunkt bildet

die Lokalität A17, an der Reste eines

geringmächtigen Kohleflözes aufgeschlossen

sind. Es handelt sich um einen

kleinen Bereich unterhalb Wurzeln von

Bäumen, der Mattkohle zeigt. Die Kohle

ist mulmig zersetzt und tonig bis siltig

ausgebildet. Wegen der fehlenden Aufschlüsse

im Untersuchungsgebiet lassen

sich keine Angaben über den Aufbau des

Flözprofils machen. Die Mächtigkeit des

Kohleflözes beträgt etwa 40 – 50 cm. Aufgrund

der Lage im Gelände lässt sich das

Flöz der Lokalität A17 zum Hauptkohleflöz

stellen, das vom Hauptsandstein des

Obernkirchen-Sandstein direkt überlagert

wird. Nach Grupe (1933) markiert dieses

Kohleflöz die Grenze zwischen dem Unteren

„Wealden“-Schiefer und dem Obernkirchen-Sandstein.

Das Hauptkohleflöz ist im Steinbruch

Liekwegen und an der steil abfallenden

Südflanke des Bückebergs anstehend. Daraus

lässt sich schließen, dass das Flöz lateral

durch das Arbeitsgebiet zieht und entlang

der Kammstraße ausbeißt. Die alten

Abbaugruben unterhalb der Kammstraße

zeugen vom ehemaligen Steinkohleabbau

entlang des Südhangs des Bückebergs.

In den meisten Fällen ist in diesen

Bereichen heutzutage nur noch der Untere

„Wealden“-Schiefer aufzufinden.

Nach Falke (1944) ist die Mächtigkeit

des Hauptkohleflözes (Flöz 3) an

der südwestlichen Flanke des Bückebergs



A

B

C

D

E

Abb. 10 Dünnschliff MR-03 vom Muschelschill-

Vorkommen A24 (Unterer „Wealden“-Schiefer,

Isterberg-Formation; Tafel 4 Beilagenblatt) im

Hellfeld.

A Queranschnitt eines intensiv zerbrochenen

Knochenfragments eines (?) Flugsauriers

(schwarze Pfeilspitze).

B und C dicht gepackte Muschelschalen

(weiße Pfeilspitzen weisen auf einzelne

übereinanderliegende Muschelschalen).

D 8,8 mm langer Knochen im Anschnitt mit

deutlich erkennbarer Substantia compacta,

Kortikalis und Periost.

E Detailansicht der äußeren Knochenschichten

(schwarzer Kasten in D).



25

am höchsten. Nach Norden, Westen und

Osten nimmt das Flöz mit zunehmender

Entfernung an Mächtigkeit ab (Abb.

12 A). Zusätzlich taucht das Flöz in Richtung

Norden mit einem leichten Einfallen

ab, nachdem es bei Münchehagen erneut

nahezu horizontal im Untergrund lagert

(Abb. 12 C). Im Zuge einer Korrelation

der verschiedenen leitenden Kohleflöze

wurden diese von Falke (1944) von 1 bis 5

durchnummeriert, wobei das im Arbeitsgebiet

anstehende Hauptkohleflöz als „Flöz

3“ bezeichnet wird. Die maximale Mächtigkeit

des Flözes 3 (Hauptflöz gemäß Falke

1944) beträgt etwa 1,16 m. Das Hauptflöz

baut sich aus einer 50 cm und einer 10

cm mächtigen Kohleschicht auf. Getrennt

werden die beiden Schichten durch eine

eingeschaltete Feinsandsteinschicht, die

eine Mächtigkeit von 56 cm besitzt (Falke

1944). 1968 nahm Graupner eine erneute

Parallelisierung der vorhandenen Flöze im

Hils vor. Dabei entwickelte er ein differenziertes

Ablagerungsmodell (Pelzer 1998).

Die Auswertung der abgeteuften Bohrungen

zeigt, dass unterschiedliche Kohleflöze

im Untergrund anstehen (Tafel 3

Beilagenblatt). Die Flöze sind nicht durchgängig

miteinander verbunden und lagern

zumeist direkt oberhalb des Unteren

„Wealden“-Schiefer (Bohrungen Forsthaus

Borstel WD 11/87, Bückeberg WD

K1/87, Forsthaus Halt WD 6/86, Forsthaus

WD 1/87, Horsthof 9/87, Forsthaus

Borstel 10/87, Bückeberg WD 8/87, Bückeberg

WD K4/87 und Forsthaus Halt

WD 2/87; siehe Tab. 7 – 16). Weiterhin

werden die Kohleflöze des Öfteren durch

einen Brandschiefer unterlagert.

Zwei weitere Kohleflöze befinden sich

im oberen Bereich des Profils des aktiven

Obernkirchener Sandsteinbruchs. Beide

Flöze bestehen aus Glanzkohle, die einen

plattigen Bruch aufweist. Die beiden Flöze

sind an zwei Bereichen des Steinbruchs

A

B

C

Abb. 11 Kohleflöze im Arbeitsgebiet.

A Aufschlusspunkt A4 im Steinbruch Liekwegen

mit anstehender Glanzkohle (siehe auch Abb. 33

und Tafel 4 Beilagenblatt).

B Kohleflöz (schwarzer Bereich) am Aufschlusspunkt.

C flächenhaft anstehendes Hauptflöz (Flöz 3) und

Steinbruchsohle an der Lokalität A5 im Steinbruch

Liekwegen (siehe auch Abb. 33 und Tafel 4 Beilagenblatt).

Länge des Hammers etwa 30 cm.



Rodewald

A

B

Rodewald

Stadt Rehburg Neustadt

Steinhuder

Meer

Stadt Rehburg

Steinhuder

Meer

Neustadt

?

?

Hannover

Hannover

Minden

?

?

Minden

Bückeberg

Süntel

Eldagsen

Innerste

Bückeberg

Süntel

Eldagsen

Innerste

Weser

Zone maximaler Kohlemächtigkeit

Zone abnehmender Kohlemächtigkeit


Nesselberg Osterwald

Duingen

mit zunehmenden Bergemittel


mit starker Zunahme der Bergemittel

+ sterile Zone (Tiefgebiet)

Der Hils

Weser

Richtung der Sedimentzufuhr

grobsandige Fazies mit Geröllen

feinsandige Fazies

Nesselberg Osterwald

Duingen

tonig-sandige Fazies

sandig-tonige Fazies

tonige Fazies

0 5 km Der Hils

N

C

S

Bohrloch

Münchehagen

Bohrloch

Meerbeck

Georg-

Schacht

Bückeberg

Hauptflöz = Flöz 3

0 0,5 1 1,5 2 km

Abb. 12 A Relative Mächtigkeiten der berriasiumzeitlichen

Steinkohlen in den Höhenzügen des

Hannoverschen Berglands (zunehmende Kohlemächtigkeit

durch Grauschattierungen von Hellnach

Dunkelgrau dargestellt). B Fazielle Ausbildung

der berriasiumzeitlichen Aufschlussregionen in den

Höhenzügen des Hannoverschen Berglands mit

eingetragenen Schüttungsrichtungen des grobklastischen

Materials. C Nord-Süd verlaufendes Profil

des Hauptkohleflözes (Flöz 3) im Untergrund des

Untersuchungsgebiets. Der Bückeberg (in A und B)

rot gekennzeichnet. Geändert nach Falke (1944).

aufgeschlossen (Aufschlusspunkte A12

und A13, Abb. 34). Das erste (untere

Flöz) befindet sich knapp unterhalb der

Steinbruchsohle und ist am Aufschlusspunkt

A13 aufgeschlossen. Das zweite

Flöz (Aufschlusspunkt A12, Abb. 34) befindet

sich etwa 2 m höher im Profil und

ist etwa 100 m vom ersten Flöz A13 entfernt

aufgeschlossen. Beide Flöze scheinen

lateral begrenzt zu sein, da sie sich außerhalb

des aktiven Steinbruchs nicht mehr

weiterverfolgen lassen. Aufgrund der Position

im oberen Bereich des Hauptsandsteins

lassen sich die Flöze nicht dem

Hauptkohleflöz (Flöz 3) zuordnen und

stellen eigenständige, örtlich begrenzte

Kohlevorkommen dar.

Richter & Reich (2011) beschreiben,

dass die beiden Flöze ursprünglich ein zusammenhängendes

Flöz darstellten, das

womöglich durch tektonische Vorgänge

zueinander verstellt wurde.



27

Rehburger

Berge

24'

Hannover

18'

Harrl

Deister

Bückeberg

12'

Weser

Süntel

Nesselberg

9°00' 10' 9°20'e.Gr.

Hameln

Osterwald

06'

0 5 10 km

Isterberg-Formation

und Deister-Formation

Münder-Formation

Hils

52'

Abb. 13 Übersichtskarte der Verteilung der

Münder-Formation und Bückeberg-Gruppe

(Isterberg-Formation und Deister-Formation) im

Hannoverschen Bergland mit eingezeichnetem

Arbeitsgebiet (rot umrandeter Kasten); geändert

nach Pelzer (1998).

30'

Eschershausen

40'

Anhand der Bohrungen lässt sich nicht

eindeutig klären, ob die vorhandenen Flöze

zueinander verstellt sind. Innerhalb der

Bohrungen lassen sich jedoch mehrfach

verschiedene Kohlevorkommen nachweisen

(Tafel 3 Beilagenblatt). Nach Schenk

(1871) setzt sich das Kohleflöz aus Pflanzenteilen

von Koniferen, Cycadeen und

Farnen zusammen.

Die Deister-Formation (Obernkirchen-

Sandstein, WdOK) – Die verschiedenartig

ausgebildeten Sandsteinfazies der Bückeberg-Gruppe

(krBU) am Bückeberg

Der Obernkirchen-Sandstein stellt die

jüngste präquartäre Ablagerung im Arbeitsgebiet

dar. Er gehört in die unterkretazische

Barsinghausen-Subformation der

Deister-Formation. Seinen Namen erhielt

er ursprünglich nach dem nahegelegenen



größeren Ort Obernkirchen (7 km nordwestlich

des Untersuchungsgebiets; Abb.

1). Der Obernkirchen-Sandstein ist an vielen

Stellen im Zentrum des Arbeitsgebiets

in mehreren Steinbrüchen aufgeschlossen

(Steinbruch Liekwegen, Hessischer

Bruch, aktiver Obernkirchen-Sandsteinbruch

und alte kleinere Pingen). Lediglich

der große, östlich gelegene Obernkirchener

Sandsteinbruch befindet sich noch

im aktiven Abbau (Betreiberwechsel von

„Obernkirchener Sandsteinbrüche“ (Herr

Klaus Köster) zu „Wesling Obernkirchener

Sandstein“ (Herr Ferdinand Wesling,

02/03 2016). Alle Brüche liegen parallel

zur Kammstraße und werden in nördlicher

Richtung vorangetrieben. Die Aufschlusssituation

innerhalb der Sandsteinbrüche

ist stellenweise hervorragend, so dass Detailprofile

angefertigt werden konnten,

um die stratigrafische Verbreitung der

zahlreichen Fährtenhorizonte und die fazielle

Entwicklung des Obernkirchen-

Sandstein im Untersuchungsgebiet nachzuvollziehen

(Tafel 2 Beilagenblatt). Der

Obernkirchen-Sandstein ist, neben dem

Unteren „Wealden“-Schiefer, die dominierende

lithologische Einheit im Arbeitsgebiet.

Auch die Höhenzüge des Harrls, Deisters,

Süntels, Nesselbergs, der Rehburger

Berge und des Osterwalds (Abb. 13) bestehen

aus dem Obernkirchen-Sandstein

(Kemper 1973).

Die Mächtigkeit des Obernkirchen-

Sandstein im Untersuchungsgebiet beträgt

etwa 12 – 15 m (Grupe 1933). Die Auswertung

der zahlreichen abgeteuften Bohrungen

zeigt, dass die Sandsteine eine mittlere

Mächtigkeit von etwa 8 bis 15 m für den

südlichen Bereich des Bückebergs besitzen

(Tafel 3 Beilagenblatt). Durch Erosion

und den intensiven Abbau der Sandsteine

lagern größere Mächtigkeiten an Auffüllungen

(Abraum) oberhalb des Obernkirchen-Sandstein,

so dass eine genaue


Modell der Entwicklung der Norddeutschen

„Wealden-Fazies“ im Hannoverschen Bergland vom

Unteren Berriasium A bis Oberen Berriasium E.

a) Profil westlich Autobahn A33/Bundesstraße 65

und Bückeburg; b) Tongrube Bock/Tongrube Waje

(Hils); c) Profil Brunnenberg, Münchehagen (Rehburger

Berge); d) Tagebau Otavi-Werke (Osterwald);

e) Profil „Alte Taufe“ (Deister); f) Steinbruch

Osterwald; g) Bohrungen Sachsenhagen; h) Steinbruch

St. Avold, Übergang zum Hüttenstollen-Profil

(Osterwald).

Geändert nach Pelzer (1998).

Aussage über die Gesamtmächtigkeit nicht

mehr möglich ist.

Nach der Ablagerung des Unteren

„Wealden“-Schiefer als Beckensedimente

und der Bruchwald- und Moorsedimente

des Hauptkohleflözes (Flöz 3) kam es

wahrscheinlich zur Bildung eines Deltas

und somit zur Sedimentation des Hauptsandsteins

und Liekwegener Siltsandstein.

Die Ablagerung des Obernkirchen-

Sandstein des Untersuchungsgebiets war

hauptsächlich an die Hilsbucht gebunden

(Abb. 3). Während des Oberen Berriasium

lagerten sich weitverbreitete Feinsandsteine

in der Hilsbucht ab (Abb. 14). Eventuelle

Wasseraustauschvorgänge in den

Verbindungstraßen zum westlichen Meeresraum

könnten für eine Kompensation

des einströmenden tiefen Salzwassers mit

marinen Faunen durch das Ausströmen

oberflächennahen Süßwassers gesorgt haben.

Das tropisch-humide Klima bedingte

sehr wahrscheinlich einen Süßwasserüberschuss

im Niedersächsischen Becken,

auf den das limnische Milieu der Bückeberg-Gruppe

zurückgeführt wird (Kemper

1973).



29

SE

NW

Oberes Berriasium

Hils Osterwald Deister Rehburger Berge

E

D

C

B

Unteres Berriasium

A

Münder-Formation

„Serpulit“

(Karbonatfazies)

„Serpulit“

(Purbeck-Süßkalke)

„Serpulit“

(tonige Beckenfazies)

„Unterer Wealdenschiefer“

Küstensumpf-/Lagunenfazies

anastomosierendes fluviatiles System

„Obernkirchen-Sandstein“

mäandrierendes

fluviatlies System

10 km



Der Liekwegener Siltsandstein

(WdOK) – Die distale Sandsteinfazies

am Bückeberg

Im Steinbruch Liekwegen ist der Siltsandstein

des Obernkirchen-Sandstein

der Barsinghausen-Subformation aufgeschlossen.

Er befindet sich im Nordwesten

des Untersuchungsgebiets. Im Zuge dieser

Arbeit wird der Begriff „Liekwegener Siltsandstein“

für den im Steinbruch Liekwegen

anstehenden Siltsandstein verwendet,

der jedoch nur eine andere fazielle Ausbildung

des Obernkirchen-Sandstein darstellt.

Aufgrund dieser verschiedenartigen

Faziesausbildungen wird der Liekwegener

Siltsandstein in dieser Arbeit vom Hauptsandstein

getrennt behandelt.

Der Bruch zeigt durch seine guten Aufschlussbedingungen

den lithologischen

Wechsel vom Unteren „Wealden“-Schiefer

(Isterberg-Formation) über das Hauptkohleflöz

zum Obernkirchen-Sandstein

(Deister-Formation; Abb. 15 A). Demnach

ist im Steinbruch die Untere Isterberg-

Formation und die Deister-Formation der

Bückeberg-Gruppe anstehend (Tafel 1 D

Beilagenblatt).

Das aufgenommene Profil befindet sich

am Aufschlusspunkt A6, im östlichen Bereich

des Steinbruchs (Abb. 15 B und Abb.

33).

Nahezu die gesamte heute anstehende

unterste Sohle des Bruchs wird durch den

Unteren „Wealden“-Schiefer, der untere

Teil der Isterberg-Formation (LB 1), gebildet

(Abb. 15 C). Dieser ist an vielen Stellen

aufgeschlossen und wird lateral im gesamten

Steinbruch durch ein etwa 5 cm dünnes

Kohleflöz (LB 2) überlagert. Direkt

über dem Kohleflöz steht der Liekwegener

Siltsandstein des Obernkirchen-Sandstein

der Deister-Formation an (LB 3). Die

Korngröße des Liekwegener Siltsandstein

wurde mit Hilfe von Dünnschliffen ermittelt

und liegt im Durschnitt bei 0,03 mm.

A

B

C

LB19

Abb. 15 A Aufschlusspunkt A6 im Steinbruch

Liekwegen (siehe auch Abb. 33 und Tafel 4

Beilagenblatt) mit gut erkennbarer dünner Silt-/

Sandsteinschichtung des Obernkirchen-Sandstein

und wahrscheinlichem Geschiebelehm und Löss/

Fließerden in einer möglichen Rinne im oberen Bereich

des Profils (Pfeilspitze LB19; siehe auch Tafel

2 C Beilagenblatt). Höhe der Steinbruchwand etwa

11 m. Steinbruchsituation September 2009.

B Gelände des Steinbruchs Liekwegen mit Profilwand

des Aufschlusspunkts A6 (Pfeilspitze A6)

(Foto: A. Böhme).

C Handstück eines Liekwegener Siltsandstein mit

erkennbarer trogförmiger Rippelschrägschichtung

aus den Schichten LB 6.



31

Die unteren 2 m des Profils sind hauptsächlich

durch wenige Zentimeter dünne

Schichten von Siltsandstein (LB 3) geprägt.

Die Färbung des Liekwegener Siltsandstein

schwankt von grau bis bräunlich.

Die dünnen Lagen weisen eine deutlich zu

erkennende Mikroschrägschichtung auf,

die sich nahezu in jeder Schicht beobachten

lässt (Abb. 15 C). Die Mächtigkeiten

der einzelnen als LB 3 zusammengefassten

Schichten variieren deutlich entlang der

gesamten Aufschlusswand. Zum Teil keilen

Schichten aus und tauchen dann wieder

an anderer Stelle erneut auf. Zusätzlich

lassen sich kleinere Rinnenstrukturen erkennen.

Top und Basis sind wellig und unregelmäßig

ausgebildet. In einigen dünnen

Lagen lassen sich vereinzelt Pflanzenreste

(Equisetites) erkennen. Die Siltsandsteinbank

LB 4 zeigt eine diffuse Rippel-Lamination,

die lateral ausgedehnt ist. Die

Mächtigkeit von LB 4 ist im Gegensatz

zu den unterlagernden Schichten von LB

3 (relativ) dickbankiger. Es folgen dünnere

Schichten mit Rinnenstrukturen, die erosiv

vertieft und ebenfalls mit Siltsandstein

der überlagernden Schichten verfüllt sind.

Ober- und Unterkante sind wellig und unregelmäßig

ausgebildet, jedoch scharf begrenzt.

Die Siltsandsteinlagen von LB 5

zeigen auch in diesem Bereich die für den

unteren Profilabschnitt (LB 3 bis LB 8)

vorherrschenden Schrägschichtungen. Die

maximalen Rinnenmächtigkeiten sind mit

20 cm relativ flach ausgebildet. Es folgen

wenige Zentimeter dünne Siltsandsteinlagen

(LB 6), die zu einer lithologischen

Einheit zusammengefasst wurden. Auch

hier keilen die Schichten zum Teil aus und

tauchen in anderen Bereichen wieder auf.

Das Top und die Basis sind scharf begrenzt,

zeigen aber eine wellige und unregelmäßige

Oberfläche. Die Schrägschichtung der

unterlagernden Schichten lässt sich auch

in LB 6 beobachten. Die überlagernden

Siltsandsteinschichten LB 7 und LB 8 zeigen

eine deutliche Zunahme der Mächtigkeit.

Die maximalen Mächtigkeiten der

einzelnen Schichten schwanken stark und

führen in einigen Bereichen zum Auskeilen.

Hinzu kommen deutlich ausgebildete

Rinnen, die sich mit maximal 20 cm Mächtigkeit

stark erosiv in die unterlagernden

Schichten einschneiden. In diesem Bereich

treten vereinzelt Reste von Equisetiten auf.

Der zentrale Bereich des Profils (LB 9 bis

LB 17) ist deutlich dickbankiger als der

untere Profilabschnitt (LB 3 bis LB 8). Top

und Basis der Siltsandsteinschichten sind

ebenfalls scharf begrenzt und weniger wellig

ausgebildet. Die Schichten sind lateral

ausgedehnt und die Mächtigkeiten bleiben

nahezu gleich entlang der Aufschlusswand.

Die Schrägschichtungen des unteren Profilbereichs

lassen sich in diesem Abschnitt

nicht mehr beobachten. Die maximalen

Mächtigkeiten liegen bei etwa 50 cm (LB

13). Vereinzelt treten flache Rinnen auf,

die eine maximale Mächtigkeit von 20 cm

aufweisen. Es folgen erneut dünnbankige

Siltsandsteine (LB 18), die teilweise

Schrägschichtungen aufweisen. Die Mächtigkeiten

der einzelnen Schichten schwanken

stark und keilen zum Teil aus. Darüber

folgen glaziale Ablagerungen, die wie ein

mächtiges, lokal begrenztes Kohleflöz mit

überlagernden Siltsandsteinen aussehen

(LB 19, Tafel 2 C Beilagenblatt und Abb.

15 A). Dabei handelt es sich wahrscheinlich

um einen lokalen Geschiebelehm mit

einem hohen Anteil an „Wealden“-Schiefer,

der ihm seine dunkle Färbung verleiht.

Die Mächtigkeit beträgt ca. 70 cm, die maximale

Breite liegt bei etwa 15 m. Auf den

obersten 2 m folgen Löss und Fließerden

(LB 20). Wahrscheinlich handelt es sich

hierbei um eine Mulde im Obernkirchen-

Sandstein, die quartärzeitlich entstanden

ist. Darüber lagert eine etwa 30 cm mächtige

Lössdecke (LB 21).



Bei den Liekwegener Siltsandstein des

stillgelegten und unter Naturschutz stehenden

Steinbruchs Liekwegen handelt es

sich wahrscheinlich um Deltaschüttungen

(Abb. 32). Im Gegensatz zu den Fein- bis

Mittelsandsteinen des Hauptsandsteins

des Hessischen Bruchs (vom alten Betreiber

[bis 03/2016] „Reserve-Steinbruch“

genannt) und aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs unterscheiden sich die

Siltsandsteine des Liekwegenbruchs durch

eine geringere Korngröße, eine deutlich zu

erkennende bogige Mikroschrägschichtung

und nahezu durchgehende geringe

Mächtigkeiten. Während die Hauptsandsteine

des Hessischen Bruchs und aktiven

Bruchs auch als Deltaschüttungen gedeutet

werden können, sind die Siltsandsteine

des Liekwegenbruchs in einer distaleren

Position (weiter in Richtung Becken)

abgelagert worden. Demnach repräsentiert

der Untere „Wealden“-Schiefer die Ablagerungen

toniger bis siltig-toniger Fraktionen,

die sich auf dem ehemaligen Beckenboden

gebildet haben.

Während der Bildung des Kohleflözes

LB 2 erfolgte ein Absinken des Wasserspiegels.

Der Bereich lag längerfristig im

Niveau des Wasserspiegels und es kam zu

einer Moorbildung. Dieser Sumpf kann,

entsprechend dem Auftreten kleiner lokaler

Kohleflöze, unterschiedlich weit ausgedehnt

gewesen sein (Pelzer 1998). Während

der Ablagerung der Siltsandsteine des

unteren Profilabschnitts (LB 3 bis LB 8)

kam es zu einer schrittweisen Schüttung

von feinklastischen Sedimenten in das Becken,

die anschließend die Siltsandsteine

bildeten. Die Schüttungen erfolgten aus

dem Süden bzw. Südosten. Durch immer

wieder auftretende Schüttungsereignisse

kam es zu erneuten und mehrfachen Ablagerungen

der Sande. Die geringe Korngröße

und die hohe Anzahl an kleineren Rinnen

im Gegensatz zu den weiter südlich

gelegenen Sandsteinen der Obernkirchener

Sandsteinbrüche, lassen auf eine Abnahme

der Wasserenergie schließen. Das

lässt Rückschlüsse auf die Transportrichtung

und die Entfernung des Liekwegener

Siltsandstein in Bezug auf die Feinbis

Mittelsandsteine der Obernkirchener

Sandsteinbrüche zum Liefergebiet im

Untersuchungsgebiet zu. Die Transportenergie

war nicht hoch genug, um größere

Rinnen zu verursachen, so dass nur noch

kleinere Rinnen zustande kamen. Demnach

befand sich das Ablagerungsmilieu

weiter entfernt vom ehemaligen Liefergebiet

der Deltaschüttungen als das Ablagerungsmilieu

der Obernkirchener Sandsteinbrüche.

Auf den nächsten Metern ins

Hangende folgen dementsprechend siltige

Sedimente mit Mikroschrägschichtungen

und zahlreichen kleine Rinnen, die während

der kurzanhaltenden Schüttungen

im Becken abgelagert wurden. Dafür sprechen

die geringen Mächtigkeiten der unteren

Siltsandsteinlagen (LB 3 bis LB 8) und

die bogige Mikroschrägschichtung. Diese

entstanden durch wechselnde Strömungsverhältnisse

während der Ablagerung. Die

in der Bank LB 4 vorhandene Rippel-Lamination

ist ein Anzeichen für eine Erhöhung

der Strömungsenergie, die durch eine

bewegte bis fließende Wasserbedeckung

entstanden ist. Die vereinzelten Equisetiten-Reste,

die in den Bänken LB 3 und LB

8 auftreten, sind ein Hinweis für instabile

Bodenverhältnisse und eine niedrige bis

fehlende Wasserbedeckung während der

Sedimentation dieser Schichten. Die Zunahme

der Mächtigkeit im mittleren Bereich

des Profils (LB 9 bis LB 17) lässt

auf eine länger andauernde Sedimentation

schließen. Die erosiv vertieften und flachen

Rinnen geben einen Hinweis auf kleinere

Schüttungsereignisse von Sanden auf die

bereits vorhandenen Deltaschüttungen.

Es folgte eine Phase mit kurzfristigen



33

Sandschüttungen (LB 18) und einer erneut

auftretenden bogigen Mikroschrägschichtung.

Diese wurde unter vergleichbaren

Bedingungen wie im unteren Abschnitt

des Profils abgelagert.

Das aufgenommene Profil des Liekwegener

Steinbruchs zeigt einen klar zu erkennenden

Übergang von Beckenablagerungen

zu sandigen Ablagerungen, die

durch ein Delta im Hinterland in Richtung

Becken geschüttet wurden. Die Migration

der Sande erfolgte demnach sehr

wahrscheinlich aus dem Süden vom Rheinischen

Massiv.

Der Hauptsandstein (WdOK) – Die proximale

Sandsteinfazies im Hessischen

Bruch auf dem Bückeberg

Im Hessischen Bruch (Reserve-Steinbruch)

ist der Hauptsandstein der Barsinghausen-Subformation

(Deister-Formation)

aufgeschlossen. Der Steinbruch

befindet sich im Zentrum des Untersuchungsgebiets

und liegt im höchsten Teil

des Bückebergs. Es handelt sich um einen

Fein- bis Mittelsandstein mit einer Korngröße

von 0,06 bis 0,2 mm. Die Korngröße

wurde mit Hilfe von Dünnschliffen ermittelt

(Abb. 18). Die Gesamtmächtigkeit

des Hauptsandsteins beträgt etwa 15 m.

Die Mächtigkeiten der einzelnen Feinsandsteinbänke

schwanken zwischen 2 und

62 cm. Der untere Teil des Profils (AB 1

bis AB 25) befindet sich im nördlichen Bereich

des Bruchs am Aufschlusspunkt A7.

Der obere Teil (AB 26 bis AB 44) liegt am

Aufschlusspunkt A9, etwa 50 m in südlicher

Richtung entfernt. Die Gesamtmächtigkeit

des Profils beträgt etwa 7 m. An der

Basis des Profils ist der Feinsandstein massiv

ausgebildet (Tafel 2 B Beilagenblatt).

Er ist nahezu strukturlos, lateral gleichmäßig

ausgedehnt und homogen (Abb.

16 F). Zusätzlich lassen sich nicht eingeregelte

Muschelsteinkerne beobachten

(Abb. 17 A, B). Top und Basis sind scharf

begrenzt und die Mächtigkeit beträgt etwa

30 cm. Es folgt eine 0,3 – 0,4 cm dünne

Lage (AB 2) aus sandigem Ton, die von

einer erneuten massiven Feinsandsteinlage

(AB 3) mit doppelklappigen, nicht eingeregelten

Muschel- und Pflanzenresten

überlagert wird. Top und Basis sind unregelmäßig

ausgebildet. Unterhalb der Oberkante

lassen sich Anzeichen von starker

Bioturbation erkennen. Es folgt eine dünne

und lateral diskontinuierliche Lage (AB

4) aus sandigem Ton. Die darauf folgende

Feinsandstein-Bank AB 5 bildet den ersten

Fährtenhorizont. Die Unterkante ist

scharf begrenzt und schwach erosiv. Die

Oberkante ist im Anschnitt unregelmäßig

und wellig ausgebildet und weist in vielen

Bereichen entlang des Profils rinnenartige

Depressionen auf. Hierbei handelt es sich

um Fährten-Anschnitte, die durch Dinosaurier

erzeugt wurden. Die Mächtigkeit

des ersten Fährtenhorizonts beträgt etwa

43 cm. Es folgen wiederholt dünne Lagen

aus sandigem Tonstein (AB 6), die von einer

nur dünnschichtigen Feinsandsteinlage

(AB 7) überlagert werden. Die Lage

AB 7 zeigt eine normale Gradierung und

weist tonige Zwischenlagen auf. In einigen

Bereichen keilt die Lage aus und die

maximale Mächtigkeit beträgt lediglich

2 – 5 cm. Die lentikular geschichtete und

aus Feinsandstein bestehende Rinne AB 8

greift erosiv bis an die Basis der Tonschicht

AB 6 ein. Sie ist etwa 60 cm breit und besitzt

eine Mächtigkeit von maximal 5 cm.

Es folgt eine Farbveränderung des überlagernden

Feinsandsteins (AB 9) von hellgrau

zu grau-rosa. Der Feinsandstein ist

ebenfalls massiv und weist starke Bioturbation

an der Sohlfläche auf. Die Mächtigkeit

der Bank AB 9 nimmt nach Norden

ab. Die Feinsandstein-Bank AB 11 zeigt

streckenweise eine normale Gradierung

durch Muschelsteinkern-Anreicherung an



der Basis. Top und Basis sind scharf begrenzt,

aber unregelmäßig ausgebildet.

Hinzu kommt eine flaserige Schichtung

des Sandsteins durch vorhandene Kohleflitter.

An der Obergrenze der Bank AB 11

sind ähnlich der Bank AB 5 rinnenförmige

Belastungsmarken zu erkennen. Es handelt

sich hierbei um den zweiten Fährtenhorizont

des Profils. Die Mächtigkeit von

AB 11 beträgt etwa 36 cm. Ab der Schicht

AB 14 lassen Rinnenfüllungen ein wiederholtes

laterales Auskeilen erkennen. Die

Bank AB 17 ist im Süden rinnenförmig

vertieft und zeigt am Top in-situ Wurzelreste.

Die Wurzeln erstrecken sich bis zu

10 cm vertikal im Sandstein. Das Vorhandensein

von Wurzeln lässt auf einen kurzfristigen

Sedimentationsstillstand zum

Bildungszeitpunkt schließen. Weiterhin

sind Muschelsteinkerne vorhanden. Die

Bank AB 17 besitzt eine Mächtigkeit von

etwa 34 cm. Es folgt eine Wechsellagerung

von dünnen Lagen aus sandigem Ton

(AB 18, 20, 24) und immer geringmächtiger

werdenden Feinsandsteinschichten

(AB 19, 21, 22, 23). Die obere Steinbruchsohle

zeigt in diversen Bereichen zum Teil

durch die horizontalen Aufschlussverhältnisse

gut erhaltene Trittsiegel (AB 25,

Fährtenhorizont 3). Diese lassen sich dem

Spurentaxon Iguanodontipus zuordnen. Der

obere Bereich des Profils (AB 26 – AB 44)

befindet sich oberhalb der oberen Steinbruchsohle,

etwa 50 m in Richtung Nordwest.

Er besitzt eine Gesamtmächtigkeit

von etwa 2 m. Aufgrund der unregelmäßigen

Aufschlusssituation oberhalb der zweiten

Steinbruchsohle muss von einer mindestens

1 m mächtigen Aufschlusslücke

ausgegangen werden. Der obere Profilabschnitt

lässt eine Veränderung der Färbung

des Sandsteins erkennen. Er erscheint hier

deutlich grauer und zum Teil auch grauviolett.

Hinzu kommt eine Korngrößenzunahme

in diesem Bereich. Der Fein- bis


Fährten im Obernkirchen-Sandstein des Hessichen

Bruchs. A Belastungsmarke in der Bank AB 5,

Fährtenhorizont 1, wahrscheinlich Fährtenabdruck

eines ornithopoden Dinosauriers. B Oberer Bereich

des Profils am Aufschlusspunkt A9 (siehe auch

Tafel 2 B Beilagenblatt und Tafel 4 Beilagenblatt).

C Belastungsmarke aus der gleichen Bank AB 5,

der Eindruck ist deutlich im Anschnitt zu erkennen.

D Eindruck einer deutlich erkennbaren Fährte

aus der Bank AB 11, Fährtenhorizont 2.

E Vorder- und Hinterfußabdruck der Fährtengattung

Iguanodontipus auf der Steinbruchsohle. F Profil in

Frontalansicht, gekennzeichnet sind die Bänke der

einzeln aufgeführten Bilder A, C, D, und E.

Länge des Hammers etwa 30 cm, Höhe der Aufschlusswand

etwa 7 m. Länge des Taschenmessers

etwa 10 cm. Steinbruchsituation August 2009.

Mittelsandstein ist, genau wie der Feinsandstein

des unteren Profilabschnitts,

massiv und homogen, zeigt jedoch im Gegenzug

eine diffuse Horizontalschichtung.

Insgesamt wirken die einzelnen Schichten

AB 26 – AB 43 im Vergleich mit den zum

Teil dickbankigen Schichten AB 1 – AB

25 relativ geringmächtig. Eine Mächtigkeit

von maximal 17 cm wird im oberen Abschnitt

nicht überschritten (Abb. 16 B).

Im Vergleich dazu liegen die maximalen

Mächtigkeiten des unteren Teils des Profils

bei 62 cm (Abb. 16 F). Die Gesamtmächtigkeit

des unteren und oberen Bereichs

des Profils beträgt 7,15 m. Darüber lagert

eine etwa 40 cm mächtige Lössdecke.

Der im Hessischen Bruch aufgeschlossene

massive Feinsandstein wird traditionell

als „Hauptsandstein“ bezeichnet. Die

Feinsande des Hessischen Bruchs werden

in dieser Arbeit Deltaschüttungen eines

ehemaligen Deltas zugeordnet. Dafür sprechen

die Homogenität des Sandsteins, die

häufig vorhandenen Rinnen und ein hoher

Anteil an terrigenen Einträgen (z. B.

Pflanzenreste) sowie die zahlreich vorhandenen

Fährtenhorizonte.



35

A

B

C

D

E

F



Sehr wahrscheinlich liegt das Liefergebiet

der Feinsande im Süden. Sie wurden

durch Schüttungen und Überschwemmungen

in Richtung Becken transportiert.

Demnach entstanden die Sandsteine des

Hessischen Bruchs durch immer wieder

auftretende Schüttungsereignisse.

Nach der Schüttung fand eine teilweise

Um- und Aufarbeitung durch die Besiedlung

von Pflanzen und äolische Prozesse

statt. Die Besiedlung durch Pflanzen förderte

die Stabilisierung des Sedimentkörpers,

die erst bei der nächsten Schüttung

unterbrochen wurde (Pelzer 1998).

Die Bank AB 17 zeigt eine Durchwurzelung

des Typs B auf (s. Abschnitt: „Die

fossile Flora des Bückebergs“), der typisch

für die Ablagerungen einer Delta-Ebene

ist (Pelzer 1998). Zusätzlich kennzeichnet

der Wurzelhorizont einen Sedimentationsstillstand

zur Zeit der Ablagerung.

Die Spurenhorizonte großer Wirbeltiere

(AB 5, AB 11 und AB 25) innerhalb

des Hessischen Bruchs kennzeichnen zusätzlich

verschiedene Perioden des Sedimentationsstillstands.

Demnach lässt sich

vermuten, dass es während der Ablagerung

von AB 1 – AB 6 zu einer Schüttung

von Feinsanden kam. Es folgte eine

Phase mit ruhiger und niedriger Wasserbedeckung,

so dass sich eine schützende

Tontrübe (AB 6) über den und in den

Fährten der Bank AB 5 ablagern konnte.

Bereits in der Bank AB 7 erfolgte eine erneute

und stärkere Schüttung, wobei es zu

diversen Rinnenbildungen kam. Die stärkeren

Schüttungen hielten bis zur Bank

AB 11 an. Hinweise auf diese starken und

raschen Schüttungen gibt die Sohle der

Bank AB 9 an der sich zahlreiche vertikale

Fluchtspuren von Muscheln (Lockeia

sp.) erkennen lassen. Anschließend folgte

eine Phase ohne nennenswerten Sedimentationseintrag.

Innerhalb dieses Zeitraums

entstand der zweite Fährtenhorizont. Kurz


Obernkirchen-Sandstein. A Sandstein mit Bivalvenresten

und Kohleflittern, Pfeilspitzen kennzeichnen

Bereiche mit Eisen- oder Manganausfällungen.

B Detailansicht von A (weißer Kasten) der Kohleflitter

im Sandstein. C frisch angeschlagener

Sandstein mit gräulicher Färbung. D Sandstein mit

verwitterter Oberfläche (Top), Kohlereste (Pfeil)

und Sandstein in nicht verwitterter Form (Basis).

E bis G Lesesteine des Obernkirchen-Sandstein aus

unterschiedlichen Bereichen des Arbeitsgebiets.

Länge des Stifts etwa 8 cm, Länge des Hammers

etwa 30 cm.

darauf erfolgte eine erneute Schüttung von

Feinsanden (AB 12 – AB 17). Der Wurzelhorizont

im Hangenden der Bank AB

17 lässt auf eine kurzzeitige Sedimentationsunterbrechung

mit einer Stabilisierung

des Bodens schließen. Es folgen Feinsandsteinschüttungen

bis zur Bank AB 25, an

deren Top sich der dritte Fährtenhorizont

erhalten hat. Demnach ist auch während

der Bildung dieser Bank ein Ablagerungsstillstand

zu vermuten. Die Korngrößenzunahme

(„coarsening upward“) im

Hangenden des Profils zeigt eine leichte

Zunahme der Schüttungsenergie an. Außerdem

spricht die geringe Mächtigkeit

der einzelnen Mittelsandsteinschichten

im oberen Bereich des Profils für eine rasche

und kürzere Sedimentation während

der Ablagerung der Bänke AB 26 – AB

39. Für die Schichten AB 40 – AB 44 folgt

eine „normale“ Sedimentation mit einigen

Rinnen, wie sie auch im Liegenden des

Profils vorhanden ist. Im Vergleich mit den

Siltsandsteinen des Liekwegener Sandsteinbruchs

ist eine proximale Position

zum Liefergebiet für die Fein- bis Mittelsandsteine

des Hessischen Bruchs innerhalb

eines ehemaligen Deltas anzunehmen.



37

A

B

C

D

E

F

G



Der Ablagerungsraum dieser Sandsteine

befand sich demnach südlicher als der

Ablagerungsraum der Siltsandsteine des

Steinbruchs Liekwegen. Die durch die

Schüttungsereignisse angelegten Rinnen

transportierten neues Material in Richtung

Norden, wobei sich die gröberen Sandkörner

(Fein- bis Mittelsande) im Bereich der

heutigen Obernkirchener Sandsteinbrüche

ablagerten. Feinere Sandkörner (siltige

Sande) konnten aufgrund der geringeren

Dichte weiter transportiert werden als die

Fein- bis Mittelsande und lagerten sich im

Bereich des heutigen Liekwegener Sandsteinbruchs

ab. Die Abnahme der Transportenergie

mit zunehmender Entfernung

vom Liefergebiet verursachte sowohl eine

Verringerung der Anzahl der Rinnen und

deren Mächtigkeiten, als auch eine Abnahme

der Korngröße.

Diedrich (2004) interpretiert den unteren

Bereich des Profils als proximale Ablagerung

einer Sandbarriere und benennt die

in seiner Arbeit vergleichbaren Bänke AB

5 und AB 11 als Fährtenhorizonte. Die

zweite Steinbruchsohle (AB 25) mit ihren

zahlreichen Trittsiegeln wird jedoch in seiner

Arbeit nicht erwähnt. Weiterhin konnten

die von Diedrich (2004) beschriebenen

Theropoden-Fährten (Megalosauropus) innerhalb

der gekennzeichneten Fährtenhorizonte

nicht nachgewiesen werden. Den

oberen Profilbereich stellt er aufgrund der

etwas veränderten Fazies zu terrestrischen,

deltaischen, fluviatilen Ablagerungen. Die

von Diedrich (2004) vorgenommene biostratigrafische

Trennung des unteren Bereichs

(Wealden 3) vom oberen Bereich

(Wealden 4) konnte während der Kartierungsarbeit

nicht nachvollzogen werden.

Die dafür notwendigen Ostrakoden konnten

weder in den angefertigten Dünnschliffen

noch im Gelände in diesem Bereich

des Hessischen Bruchs nachgewiesen

werden.

Der Hauptsandstein (WdOK) –

Die proximale Sandsteinfazies im aktiven

Obernkirchener Sandsteinbruch auf dem

Bückeberg

Der einzige noch aktive Obernkirchener

Sandsteinbruch befindet sich etwa 400 m

östlich vom Hessischen Bruch. Der dort

aufgeschlossene, gelbliche bis grauviolette

und massive Fein- bis Mittelsandstein

ist vergleichbar mit dem des Hessischen

Bruchs. Die Korngröße wurde mit angefertigten

Dünnschliffen ermittelt und liegt

ebenfalls bei 0,06 – 0,2 mm (Abb. 18). Das

aufgenommene Profil befindet sich im

nordöstlichen Bereich des Bruchs am Aufschlusspunkt

A 14 und umfasst den aufgeschlossenen

Hauptsandstein.

Im unteren Bereich (NB 2) zeigt der

Feinsandstein eine flaserige Schichtung,

die durch Kohleflitter nachgezeichnet wird

(Tafel 2 A Beilagenblatt). Der Sandstein

ist gut sortiert, nicht makroskopisch gradiert

und zeigt diffuse Strömungsrippel-

Laminationen. Die Bank NB 3 weist eine

diffuse Horizontalschichtung mit vereinzelten

Muschelsteinkernen (wahrscheinlich

Neomiodontiden) und Pflanzenresten

auf. Die Farbe wechselt von der Basis

des Profils bis zur Bank NB 3 von grauviolett

zu gelblich. Auffällig sind größere

Rinnenstrukturen, die im Anschnitt in

NB 3 mit maximalen Mächtigkeiten von

bis zu 90 cm deutlich ausgebildet sind. Die

Breite der Rinnenanschnitte variiert dabei

von 3 bis maximal 15 m. Die Rinnen sind

relativ flach ausgebildet. Die überlagernden

Schichten (NB 4) sind an der Basis

und dem Top scharf begrenzt und zeigen

genau wie in NB 3 eine diffuse Horizontalschichtung.

Sie sind teilweise in NB 3

erosiv vertieft und zeigen vereinzelt Pflanzenreste

und Muschelsteinkerne. NB 5

(sogenannter „Hühnerhof“-Horizont) ist

ebenfalls durch eine diffuse Horizontalschichtung

und das erneute Auftreten von



39

Neomiodontiden-Steinkernen gekennzeichnet.

Zusätzlich treten auch hier Rinnen

in einer hohen Anzahl auf. Die aufgeschlossene

Oberfläche zeigt vereinzelt

Entwässerungsstrukturen, sog. „Sandvulkane“.

Weiterhin ist die Oberfläche mit

einer hohen Anzahl an Spurenfossilien

bedeckt. In Anlehnung an die Quantität

der Spuren und die dadurch resultierende

starke unregelmäßig ausgebildete Oberfläche,

bekam dieser Horizont von seinen

Entdeckerinnen Dr. Annette Richter, Annina

Böhme und ihren Mitarbeitern den

Namen „Hühnerhof“. Es handelt sich bei

den vergesellschafteten Spuren um eine

Theropoden-dominierte Ichnofauna mit

wenigen Ornithopodenfährten. Überlagert

wird der „Hühnerhof“-Horizont durch

eine etwa 3 cm dünne Lage aus sandigem

Ton (NB 6). Eine vergleichbare Situation

lässt sich auch im Hessischen Bruch beobachten.

Der aufgeschlossene Bereich der

Bank AB 5 zeigt eine ähnlich stark zertrampelte

Oberfläche und wird ebenfalls

von einer dünnen sandigen Tonlage überdeckt

(Tafel 2 A, B Beilagenblatt). Ob es

sich hierbei um denselben Horizont handelt,

lässt sich nicht mit Bestimmtheit sagen.

Der Grund hierfür ist die schon auf

kurze Distanz unterschiedliche fazielle

Ausbildung, die durch die Kleinräumigkeit

vieler verschiedener Sedimentationsräume

entstanden ist. Weitergehende Untersuchungen

könnten hier nützlich sein. Die

darauffolgenden Rinnenfüllungen (AB 7

und AB 8) aus Feinsandstein zeigen eine

diffuse Horizontalschichtung und sind bis

in die Bank NB 5 erosiv vertieft. NB 12

besteht aus Feinsandsteinrinnenfüllungen,

die feine Wurzelreste aufweisen und in einigen

Bereichen auskeilen. Die maximalen

Mächtigkeiten der Rinnen betragen nur

wenige Zentimeter. Auch das jeweilige Top

der Horizonte NB 13, NB 14 und NB 15

zeigt überlieferte Wurzelreste. Überlagert

wird die Bank NB 15 von einer Rinnenfüllung

aus Mittelsandstein, die stark erosiv

in diese eingeschnitten ist. Sowohl die

Bank NB 15, als auch NB 16 werden durch

eine erneute dünne Lage aus sandigem Ton

(NB 17) überdeckt. Es folgen geringmächtige

Lagen aus grauen bis gelblichen Feinsandsteinen

(NB 18 – NB 28), die teilweise

Rinnen führen. Die Rinnenfüllungen

aus Feinsandsteinen zeigen zusätzlich eine

diffuse Horizontal-Schichtung. In diesem

Bereich treten verstärkt Pflanzenreste und

vereinzelte Muschelsteinkerne auf. Die

überlagernde Bank NB 29 zeigt eine Rippel-Lamination,

die sich jedoch auf diese

Bank beschränkt. Der obere Profilabschnitt

(NB 30 – NB 32) ist durch dickbankigere

Feinsandsteinlagen mit einem scharf ausgebildeten

Top und Basis gekennzeichnet.

Es folgt eine relativ mächtige Mittelsandsteinschicht

(NB 33), in die erosiv eine aus

Feinsandstein bestehende Rinne eingeschnitten

ist. Die die Mittelsandsteinbank

NB 33 überlagernde Schicht aus sandigem

Ton wird genau wie die darüber befindliche

Feinsandsteinbank NB 35 durch die

Rinne teilweise abgeschnitten. Die Feinsandsteine

der Bank NB 33 bilden die

zweite Fährtensohle des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs. Neben den sehr

tief eingedrückten Fährten von Ornithopoden

und wenigen Theropoden sind am

Top zusätzlich Wurzeln überliefert. Auch

hier lassen sich Steinkernerhaltungen der

Süß- bis Brackwassermuscheln der Neomiodontiden

finden.

Weiterhin lassen sich vereinzelte Pflanzenreste

erkennen. Die Feinsandsteinbank

NB 36 ist ebenfalls bis an die Basis

der Bank NB 33 vertieft und wird von ihr

durch eine etwa 3 cm dünne Lage aus sandigem

Ton getrennt.

Der Fein- bis Mittelsandstein des

aktiven Obernkirchener Sandsteinbruchs

wird im Zuge dieser Arbeit



gleichfalls zu den Ablagerungen einer

ehemaligen Delta-Ebene gestellt. Demnach

entspricht das Ablagerungsmilieu

der im aktiven Bruch abgelagerten Sandsteine

dem des Hessischen Bruchs

(Abb. 32). Der Ursprung dieser Fein- bis

Mittelsandsteine ist wohl auch hier im

ehemaligen Randbereich des Beckens

und somit im Rheinischen Massiv zu suchen.

Auch hier dürfte der Ablagerungsraum

(wie bei Sandsteinen des Hessischen

Bruchs) proximaler als die Position

des Ablagerungsraumes der Siltsandsteine

des Steinbruchs Liekwegen gewesen sein.

Die sehr ähnliche fazielle Ausbildung der

beiden Obernkirchener Sandsteinbrüche

spricht für eine vergleichbare Lage der

Sedimentationsräume. Für die Annahme,

dass es sich um Sedimente von Deltaschüttungen

handelt, sprechen die hohe Anzahl

an Rinnen, ein erhöhter Anteil an terrigenen

Pflanzenresten, mehrfach auftretende

Wurzelhorizonte, zwei überlieferte Fährtenhorizonte

und fragmentarische Wirbeltierreste.

Die Rippel-Lamination in der Bank

NB 2 ist ein Hinweis auf fließende Wasserbewegungen

während der Ablagerung. Die

diffuse Horizontalschichtung innerhalb

der Bänke NB 3 – NB 5 lässt eine Abnahme

der Strömungsenergie vermuten. Hinzu

kommen breite und mächtige Rinnen,

in denen es zur Schüttung neuer Feinsande

und zur Ausbildung diffuser Horizontalschichtungen

kam. Während der Ablagerung

des „Hühnerhof“-Horizonts (NB 5)

erfolgte kurzzeitig ein Sedimentationsstillstand,

so dass sich die Fährten großer und

kleinerer Dinosaurier über einen längeren

Zeitraum akkumulieren konnten. Es folgte

die Ablagerung einer dünnen sandigen

Tonlage unter ruhiger und flacher Wasserbedeckung.

Die fehlende Strömung und

die stabilisierende Tonlage begünstigten

zusätzlich die Erhaltung der Fährten. Kurz

nach der Sedimentation von NB 5 und

NB 6 folgte eine neue Zufuhr von Feinsanden,

die in Rinnen erosiv in die unterlagernden

Schichten eingriffen. Erst am Top

der Bank NB 11 kam es erneut zu einem

Sedimentationsstillstand und zur Ausbildung

eines Wurzelhorizonts. Es folgten

wiederholt einsetzende Sedimentationen,

die jedoch nur kurz andauerten, bevor es

zu einem erneuten Ablagerungsstillstand

kam. Während der Sedimentationsruhephase

kam es zu der Ausbildung eines

Wurzelhorizonts. In NB 11 bis NB 15 erfolgten

immer wieder Schüttungsereig nisse

mit einem anschließenden Stillstand, während

derer sich Wurzelhorizonte ausbilden

konnten. Die Wurzelbildung kam aber bereits

beim nächsten „wash-over“-Ereignis

mit dem Einsetzen der Bank NB 16 zum

Erliegen. Die Schichten von NB 16 zeigen

eine Erhöhung der Strömungsenergie, die

durch eine Korngrößenzunahme der Rinnenfüllung

gekennzeichnet ist. Zur Zeit

der Ablagerung von NB 17 herrschten ruhige

und strömungsfreie Bedingungen, so

dass sich erneut eine dünne Tonlage absetzen

konnte. NB 15 – NB 23 sind durch

immer wieder einsetzende Sedimentschüttungen

und Rinnenbildungen gekennzeichnet,

die bereits mit dem Einsetzen einer

tonigen Sedimentation (NB 27) zum

Erliegen kamen. In den Schichten NB 28

bis NB 32 ist eine erhöhte Strömungsenergie

mit mehreren Schüttungen von Feinsanden

zu erkennen. Die diffuse Horizontalschichtung

in NB 28 lässt auf eine

geringere Wasserbewegung schließen. Mit

dem Einsetzen der Bank NB 29 kam es zu

einer Erhöhung der Wasserenergie durch

fließendes Gewässer und die Ausbildung

einer Rippel-Lamination. Hinzu kommt

eine hohe Anzahl von eingeschwemmten

Pflanzenresten in den Schichten NB 26,

NB 28 und NB 29, die zusätzlich eine höhere

Strömungsenergie vermuten lassen.



41

Aufgrund der Korngrößenzunahme in der

Bank NB 33 ist eine erneute Erhöhung

der Strömungsenergie innerhalb des oberen

Profilabschnitts, nach einer ruhigeren

Sedimentationsphase von NB 30 bis NB

32, anzunehmen. Die dünne Tonlage NB

31 ist ein Anzeiger für eine Ablagerung

unter ruhiger Wasserbedeckung. Es folgten

Schüttungen von Feinsanden innerhalb

kleinerer Rinnen, die sich in die unterlagernden

Schichten NB 33 und NB 34

erosiv einschneiden und sich teilweise gegenseitig

wegschneiden konnten (NB 35).

In der Schicht NB 33 konnten sich die

Fährten großer Wirbeltiere aufgrund einer

flachen und ruhigen Wasserbedeckung

erhalten (NB 33). Die Ablagerung einer

dünnen Tonlage (NB 37) oberhalb von

NB 36 beendete den Transport der Rinnensedimente.

Der Ton lagerte sich lateral

unter ruhiger Wasserbedeckung innerhalb

der Rinnen ab. Bereits kurz nach der Sedimentation

der Tonlage kam es zu einer

erneuten Schüttung von Feinsanden (NB

38 – NB 41). Die Ablagerungen des Feinbis

Mittelsandsteins im aktiven Teil der

Obernkirchener Sandsteinbrüche zeigen

ein differenzierteres Bild des Ablagerungsmilieus,

als die Feinsandsteine des Hessischen

Bruchs. Im direkten Vergleich kam

es während der Ablagerung der Sandsteine

im aktiven Steinbruch zu oft wiederkehrenden

Horizonten mit fehlender oder geringer

Sedimentation und der Ausbildung

diverser Wurzelhorizonte. Die zwischen

den ruhigeren Phasen auftretenden, höher

energetischen Schüttungen bildeten im

Verlauf der Sedimentation immer wieder

neue Feinsandsteinlagen und wiederholt

auftretende Rinnen. Der Hessische Bruch

zeigt zwar ein ähnliches Ablagerungsmuster,

besitzt aber im Gegensatz zum aktiven

Bruch eine geringere Anzahl an Rinnen

und Horizonten mit Sedimentationsstillstand.

Daraus lässt sich schließen, dass es

während der Bildung der Sandsteine im

Hessischen Bruch zu einer kontinuierlicheren

Sedimentation mit wenigen Ruhephasen

kam. Im Gegensatz dazu kam

es während der Ablagerung der Feinbis

Mittelsandsteinschichten im aktiven

Steinbruch zu länger andauernden Phasen

des Sedimentationsstillstands und somit zu

einer häufigen Stabilisierung des Bodens.

Das begünstigte wiederum die Wurzelbodenbildung,

die vor allem im mittleren

Bereich des Profils häufig zu beobachten

ist (NB 11 – NB 15; Tafel 2 A Beilagenblatt).

Die immer wiederkehrenden Tonlagen

finden sich sowohl im unteren als auch

im oberen Bereich des Profils. So war die

Basis des unteren Profilabschnitts durch

Schüttungen mit einer höheren Wasserenergie

geprägt, während der mittlere Abschnitt

des Profils durch geringe Sedimentation

bis Stagnation gekennzeichnet war.

Oberhalb der Schichten NB 15 erfolgte

nun eine kontinuierlichere Phase der Sedimentation

mit Fein- bis Mittelsandstein-

Schüttungen, vielen Rinnen und wenigen

Tonlagen. Beide Obernkirchener Sandsteinbrüche

lassen sich faziell ehemaligen

Delta-Ablagerungen zuordnen, obwohl

sie untereinander eine etwas unterschiedliche

Ausbildung aufweisen. Die Fein- bis

Mittelsandsteine der alten Pingen und der

beiden Obernkirchener Sandsteinbrüche

bilden die proximalen Bereiche der Deltaschüttungen,

von der bei jedem Schüttungsereignis

neues Material in Richtung

Norden (Steinbruch Liekwegen) transportiert

wurde. Demnach lässt sich vermuten,

dass sich das Liefergebiet der Siltsandsteine

des Liekwegener Bruchs und der Feinsandsteine

der Obernkirchener Sandsteinbrüche

südlich des Untersuchungsgebiets

befand (Abb. 12 B). Diese Vermutung wird

durch eine Korngrößenabnahme und eine

Veränderung der Fazies von Süden nach

Nordwesten im Arbeitsgebiet gestützt.



Großflächige Hebungen oder Regressionen

des Beckenwassers begünstigten das

Wachstum einer tropischen Flora (Schenk

1871) in Bruchwäldern oder Torfsumpf-

Arealen. Das rege pflanzliche Wachstum

und die Überlagerung mit Wasser sorgten

für die nachfolgende Entwicklung von

Kohleflözen innerhalb des Obernkirchen-

Sandstein.

Lepper & Ehling (2018) beschreiben den

Obernkirchen-Sandstein als gleichmäßighomogene

Fein- bis Feinstsandsteine, die

häufig eine Fossilführung aufweisen und

in der Regel massig-homogene Werkstein-

Bänke ohne ein ausgeprägtes Interngefüge

entwickelt haben. Des Weiteren verweisen

sie auf einen faziellen Übergang von den

Fein- bis Feinstsandsteinen zu einem „anders

gearteten“ Liekwegener Sandstein auf

kurzer Distanz (nur 3 km entfernt). Auf

die Unterschiede zwischen dem Obernkirchen-Sandstein

auf dem Bückeberg und

dem Liekwegener Sandstein wird jedoch

nicht näher eingegangen. Jedoch stützen

die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit die

Aussage von Lepper & Ehling (2018), dass

es sich beim Liekwegener Sandstein aus

dem Steinbruch Liekwegen um eine andere

fazielle Ausbildung des Obernkirchen-

Sandstein des Hessischen Bruchs und des


handelt. Im Gegensatz zu den von Lepper

& Ehling (2018) ausschließlich als Feinsandsteine

beschriebenen Obernkirchen-

Sandstein konnten zusätzlich Mittelsandsteine

während der Kartierungsarbeiten

beobachtet und anhand von angefertigten

Dünnschliffe nachgewiesen werden.

Entgegen der ursprünglichen Interpretationen

(Pelzer 1998; Weber & Lepper

2005; Raddatz 2010; Lepper & Ehling

2018), dass es sich bei dem Ablagerungsraum

des Obernkirchen-Sandstein um

ein ehemaliges Sandbarrenbarriere-System

handelte, wird in dieser Arbeit von

ehemaligen Delta-Ablagerungen ausgegangen.

Dünnschliffauswertungen des

Obernkirchen-Sandstein der Deister-

Formation am Bückeberg

Für die Dünnschliffauswertung des

Obernkirchen-Sandstein wurden mehrere

Schliffe angefertigt. Die untersuchten

Dünnschliffe zeigen einen sehr gut sortierten

Feinsandstein mit einem höheren

Reifegrad. Die Korngröße liegt zwischen

0,06 und 0,2 mm (Abb. 18). Die vorwiegend

aus Quarzsand bestehenden Schliffe

zeigen einen subangularen Rundungsgrad.

Die Quarzkörner sind korngestützt und

zeigen das für Quarz typische Auslöschen

im Dunkelfeld bei gekreuzten Polarisatoren.

Vereinzelt sind Plagioklas-Körner zu

beobachten. Diese lassen sich anhand der

für Plagioklase typischen Zwillingslamellen

erkennen und besitzen eine Korngröße

< 0,2 mm (Abb. 18 F). Zusätzlich treten

Hohlräume auf, die mit organischer Substanz

verfüllt sind (Abb. 18 C). Die organischen

Reste stammen von Wurzeln und

pflanzlichem Detritus, die durch Überschwemmungsereignisse

abgelagert wurden

und in der makroskopischen Ansicht

die im Feinsandstein enthaltenen Kohleflitter

ergeben. Einige Bereiche zwischen

den Kohleflitterlagen zeigen eine sekundäre

Durchwurzelung. Die Wurzeln durchschlagen

diese kohleflitterfreien Bereiche

senkrecht und sind ungestört.

Lepper & Ehling (2018) geben für den

Obernkirchen-Sandstein eine durchschnittliche

Korngröße von 0,08 mm an

(0,05 bis 0,09 mm) an. Als weitere Komponenten

werden neben Quarz (87%) und

Feldspat (1 – 2 %) noch Tonminerale (9%)

und Limonit (≤ 0,5 %) für die Sandsteine

des Bückebergs aufgeführt. Die übrigen

Prozente verteilen sich auf Gesteinsbruchstücke

(≤ 1 %) und Akzessorien



43

A

B

C

D

E

F

Abb. 18 Dünnschliff-Fotos von ausgewählten

Sandsteinen des Obernkirchen-Sandstein aus dem

Steinbruch Liekwegen, dem Hessischen Bruch

und dem im aktiven Abbau befindlichen Obernkirchen

Sandsteinbruch im Hell- und Dunkelfeld.

Dabei stammen die Aufnahmen von A und B von

Siltsandsteinen aus dem Liekwegen-Steinbruch,

während C und D von Sandsteinen aus dem Hessischen

Bruch angefertigt wurden. E und F gehören

zu Sandsteinen aus dem aktiven Obernkirchen-

Sandsteinbruch. Hervorzuheben ist der deutliche

Unterschied der Korngröße zwischen den Sandsteinen

des Liekwegener Sandsteinsbruchs und den

Sandsteinen der Obernkirchen Sandsteinbrüche

(Qz = Quarz, Plg = Plagioklas). Zusätzlich lassen

sich des Öfteren Bereiche mit mehr oder weniger

starken Kohleflittern innerhalb der Sandsteine

beobachten. In E sind deutlich dunkle Bereiche zu

erkennen, die stärker mit Kohleflittern angereichert

sind (a und c). Im helleren mittleren Bereich

(b) ist die Konzentration der Kohlereste dagegen

gering.



(1 – 2 %). Bei den Tonmineralen handelt

es sich hauptsächlich um Kaolinit und Dickit.

Letzteres ist ein in Sandsteinen selten

vorkommendes Tonmineral, das durch

hydrothermale Alteration entsteht. Dickit

unterscheidet sich durch sein monoklines

Kristallsystems vom orthorhombischen

Kristallsystem des Kaolinits. Im Weiteren

weist Dickit größere Kristallite als Kaolinit

auf (Lepper & Ehling 2018).

Über die quartärzeitlichen Ablagerungen

des Bückebergs (Quartär

[q]) – Ein Exkurs in die eiszeitlichen

(Pleistozän [qp]) Löss-Vorkommen

(qwLo) am Bückeberg

Im gesamten Untersuchungsgebiet lassen

sich keine Hinweise auf tertiärzeitliche

Gesteine finden. Jedoch ist nahezu

der gesamte Süden des Kartiergebiets mit

quartärzeitlichen Löss und Lösslehm bedeckt.

Dieser überlagert direkt den Mittleren

Münder-Mergel mit seinen grauen,

roten und grünlichen Mergeln. Oberhalb

des Südhangs des Bückebergs liegen

Lössablagerungen nur teilweise vor und

überlagern innerhalb des Liekwegener

Steinbruchs, des Hessischen Bruchs und


direkt den Obernkirchen-Sandstein der

Barsinghausen-Subformation (Tafel 2 Beilagenblatt).

Er zeigt sich im Gebiet als ein

siltiger, gelblicher Schluff mit mehr oder

weniger starkem Karbonat-Gehalt. Zerreibt

man ihn zwischen den Fingern, so

sind in den meisten Fällen keine Partikel

zu spüren. Auch makroskopisch lassen

sich keine gröberen Partikel erkennen. Der

Löss bildet einen hervorragenden Boden

für den dichten Wald auf dem Bückeberg

und die fruchtbaren Ackerflächen im Süden

des Höhenzugs. Die Mächtigkeiten

der Lössdecken wurden mithilfe der im

Untersuchungsgebiet abgeteuften Bohrungen

ermittelt (Landesamt für Bergbau

2013). Dabei kamen sowohl Tiefenbohrungen

zum Einsatz, als auch geologische,

hydrogeologische und bodenkundliche

Bohrungen. Die Mächtigkeiten liegen im

Süden des Untersuchungsgebiets (Auetal)

etwa zwischen 3 und 4 m. Im oberen

Profilabschnitt der Steinbrüche beträgt die

Mächtigkeit etwa 30 cm. Im Norden ist

eine Zunahme der Mächtigkeit auf knapp

1 – 2 m zu beobachten.

Tektonik und Lagerungsverhältnisse – Über die Schichtungen,

Klüftungen und Störungen der kretazischen Gesteine der

Bückeberg-Gruppe (krBU) am Bückeberg

Im Rahmen der Geländearbeiten wurden

Streich- und Einfallsrichtung von

Schicht- und Kluftflächen im Untersuchungsgebiet

gemessen und mit Hilfe des

Programms StereoNet in einem Stereonetz

graphisch dargestellt.

Schichtung

Schichtungsmessungen wurden generell,

soweit es die Aufschlusslage ermöglichte,

in jedem Aufschluss durchgeführt. In größeren

aufgeschlossenen Bereichen, wie den

beiden Obernkirchener Sandsteinbrüchen



45

und dem Steinbruch Liekwegen im Norden

des Untersuchungsgebiets, wurden

an verschiedenen Punkten Messungen

vorgenommen. Die Messungen beziehen

sich auf den Obernkirchen-Sandstein

der Deister-Formation und den Unteren

„Wealden“-Schiefer der Isterberg-Formation

(Steinbruch Liekwegen), die als

einzige lithologische Einheiten messbare

Schichtungen aufweisen. Für die in der

Abb. 19 dargestellten Wertepaare wurden

mehrere benachbarte Messungen vorgenommen.

Es wurde das Schichteinfallen

und das Streichen getrennt gemittelt.

So werden Unregelmäßigkeiten die durch

Schichtflächen bedingt sind, sinnvoll gemittelt.

Die einheitlich verlaufende und

ungestörte Schichtung ermöglichte zudem

eine einfache Mittelung der Werte.

Es liegen von 20 Punkten Messungen

vor, die in den alten Pingen, in den Obernkirchener

Sandsteinbrüchen entlang der

„Kammstraße“ und den im Norden gelegenen

Steinbruch Liekwegen vorgenommen

wurden. Im gesamten Arbeitsgebiet lagern

die Schichten des Obernkirchen-Sandstein

und des Unteren „Wealden“-Schiefer

mit 2° nahezu horizontal, aber auch durch

Bruchschollentektonik etwas stärker verkippt

(bis 15°). Das lässt sich vor allem

im Liekwegener Steinbruch, den Pingen

und den Obernkirchener Sandsteinbrüchen

beobachten. Aufgrund der geringen

Anzahl an Aufschlüssen beschränken sich

die Messungen auf die erwähnten Brüche.

Über die Lagerungsverhältnisse des Mittleren

Münder-Mergel lassen sich aufgrund

fehlender Aufschlüsse keine genaueren

Angaben machen. Das Streichen weist ein

einheitliches Streuen in einem verhältnismäßig

engen Bereich auf. Die allgemeine

Einfallsrichtung der Sandsteinschichten

sowie des Unteren „Wealden“-Schiefer

verläuft mit 332° NNW. Starke Abweichungen

konnten anhand der gemessenen

Werte im Arbeitsgebiet nicht nachgewiesen

werden.

Klüftung

Es wurden an 5 Stellen innerhalb des

Arbeitsgebiets Klüfte eingemessen. Die

Messpunkte sind über die beiden Obernkirchener

Sandsteinbrüche, den Liekwegener

Steinbruch und zwei alte Pingen entlang

der Kammstraße verteilt. Die Klüfte

wurden für den innerhalb der Steinbrüche

aufgeschlossenen Obernkirchen-Sandstein

vorgenommen. Auffällig ist, dass die Klüfte

innerhalb der Feinsandsteinbänke sehr

deutlich ausgebildet sind. Sie stehen nahezu

senkrecht zu den Schichtflächen.

Die Distanz zwischen den einzelnen beobachteten

Klüften ist in zahlreichen

Aufschlüssen einheitlich. Sie beträgt im

Durchschnitt etwa 2 m. Alle Messungen

der einzelnen Aufschlusspunkte wurden

als Mittelwert eingetragen (5 Aufschlüsse,

5 Kluftrosen-Diagramme) und zusätzlich

in einem Sammel-Diagramm dargestellt

(Abb. 19). Die gemessenen Klüfte der unterschiedlichen

Messpunkte des Untersuchungsgebiets

besitzen ein nahezu gleiches

NW-Streichen. Besonders hervorzuheben

ist das Kluftrosen-Diagramm 2 der Abb.

19, das trotz einer dort sehr engen und differenzierten

Klüftung dieselbe Streichrichtung

wie die anderen Messpunkte aufweist.

In diesem Bereich ist die Distanz zwischen

den Klüften deutlich geringer, als in anderen

Bereichen des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs und anderen Brüchen

des Untersuchungsgebiets. Der Grund für

die enge Klüftung könnte womöglich eine

kleinräumige Störung des Bereichs sein (s.

folgender Abschnitt „Störungen“).

Störungen

Falke (1944), Schütte (1980) und Wilde



A

Sammeldiagramm

Foliation

0

B

Sammeldiagramm

Kluftrosen

0

270

180

90 270

Messwerte

298

260

Spannbreite der

285

196

180

148

100

Spannbreite der Messwerte

90

N

C

6

1 2

3

5

4

Bückeberg

1 = Hessischer Bruch

2 = aktiver Obernkirchener Sandsteinbruch (vermutete Störung)

3 = aktiver Obernkirchener Sandsteinbruch

Abb. 19 Darstellung der gemittelten Messwerte

der Foliation A und Klüfte B von verschiedenen

Aufschlüssen des Obernkirchen-Sandstein C im

Untersuchungsgebiet auf dem Bückeberg.

4 und 5 = alte Pingen entlang der Kammstraße

6 = Liekwegener Sandsteinbruch

= Verbreitungsgebiet des Obernkirchen-Sandsteins auf dem

Bückeberg (Deister-Formation, Barsinghausen-Subformation)

Alle Messwerte wurden in zwei Sammeldiagrammen

zusammengefasst. Sie weisen überwiegend

NW-SE-Richtung auf und besitzen gemittelte Werte

von 285° und 148°.

(1981) beschreiben kleinräumige Aufsattelungen,

die beim Abbau des „Obernkirchen-Sandstein“

innerhalb der Obernkirchener

Sandsteinbrüche, alter Pingen und

im Bereich des Harrl beobachtet wurden.

Das Besondere an den kleinen Störungen

ist, dass die Schichten trotz ihres Versatzes

ein unverändertes Einfallen besitzen

und meist unvermittelt einsetzen. Ob es

sich bei den kleinräumigen Störungen um

eine Aufsattelung handelt, lässt sich nicht

mit Bestimmtheit sagen. Es fehlt der dafür

notwendige, aufgeschlossene Bereich.

Während der Kartierungsarbeiten konnten

keine dieser Störungen mit Bestimmtheit

nachgewiesen werden. Im Fall der im

aktiven Steinbruch vermuteten Störung

wird jedoch deutlich, dass sich in diesem

Bereich die Klüftung des Obernkirchen-

Sandstein deutlich von den anderen im

Arbeitsgebiet eingemessenen Kluftabständen

im Obernkirchen-Sandstein unterscheidet

(Abb. 20 C).

Eine größere von Grupe (1933) beschriebene

Störung lässt sich im Zentrum

des Untersuchungsgebiets vermuten.

Sie beginnt am „Flothbach“ im Nordosten

des Arbeitsgebiets und verläuft südwestlich

durch den „düsteren Grund“ über den

„Futterplatz“. Die Aufschiebung bewirkt,

dass im Zentrum des normalerweise tiefer

liegenden Unteren „Wealden“-Schiefer

neben den überlagernden Feinsandsteinen

direkt Obernkirchen-Sandstein lagert.



47

Demnach nimmt der Untere „Wealden“-

Schiefer einen relativ großen Bereich im

Arbeitsgebiet ein. Die Störung lässt sich

an der Oberfläche lediglich anhand eines

lithologischen Wechsels von Tonsteinen

zu Feinsandsteinen im Gelände verfolgen.

Dauerhafte Aufschlüsse gibt es in diesen

Bereichen des Untersuchungsgebiets nicht.

Abb. 20 A Durch Grupe (1933) dokumentierte,

durch Rinnen verursachte Schichtendiskordanz

im Obernkirchen-Sandstein im ehemaligen

Hohmeyer’schen Steinbruch in Liekwegen.

B Faltung des Obernkirchen-Sandstein im ehemaligen

Wesemann’schen Steinbruch in Liekwegen.

A

C Eventuelle Störungszone im aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruch mit deutlich erkennbarer

engerer Klüftung (2,00 m).

Foto A und B: Ausschnitt geändert nach Grupe

(1933).

B

C



Die Paläoökologie der Bückeberg-Gruppe (krBU)

am Bückeberg

Da die Sedimentologie von jeher schon

eng mit der Paläontologie verbunden ist,

soll in dieser Arbeit neben der Stratigrafie

auch die fossile Flora und Fauna des

Untersuchungsgebiets beleuchtet werden.

Dabei sollen auf die wichtigsten fossilen

Gruppen der Bückeberg-Gruppe kurz

eingegangen und diese im Kontext zu den

oben genannten sedimentologischen Untersuchungen

gestellt werden.

Der Obernkirchen-Sandstein weist eine

Vielzahl an Fossilien auf. Die fossile Flora

des Untersuchungsgebiets ist mit einer

hohen Artenvielfalt unterschiedlichster

Pflanzengruppen stark vertreten. Eine

Auflistung und Beschreibung der Flora der

Barsinghausen-Subformation erfolgt im

Abschnitt „Die fossile Flora des Bückebergs“.

Die fossile Fauna ist im Gegensatz zur

artenreichen Flora weniger vielfältig überliefert.

Zu den dominierenden wirbellosen

Fossilien des Arbeitsgebiets zählen Neomiodontiden

(Lamellibranchiata). Reste

von vereinzelten Vivipariden (Gastropoda)

lassen sich ebenso im Obernkirchen-Sandstein

finden wie die für die stratigrafische

Gliederung des „Norddeutschen Wealden“

wichtigen Ostrakoden.

Zu den seltenen Fossilien des Obernkirchen-Sandstein

am Bückeberg gehören

Überreste von Wirbeltieren. Die Anzahl

der bisher dokumentierten Wirbeltierfossilien

ist sehr gering, und Neufunde sind

ebenfalls äußerst selten. Dennoch konnten

während der Ausgrabungsperiode und

den Geländearbeiten vereinzelt Knochenabdrücke

gefunden werden. Neben den seit

dem 19. Jahrhundert bekannten Fährtenfossilien

(Ichnofossilien) liegt das Hauptaugenmerk

der paläontologischen Untersuchung

auf den Ostrakoden in diesem

Gebiet. Die Trittsiegel des Obernkirchen-Sandstein

können unterschiedlichen

Gruppen von Spurentaxa zugeordnet werden.

Prinzipiell gelten ornithopode und

theropode Dinosaurier als Spurenerzeuger.

Es lassen sich drei „Fußmorphologien“

(Spurentaxa) der Gruppe der Ornithopoden

(pflanzenfressende Dinosaurier)

zuordnen. Der Großteil der ornithopoden

Spuren kann dem seit dem 18. Jahrhundert

bekannten und gut dokumentierten

Fährtentypus „Iguanodontipus“ zugeordnet

werden. Interessant ist das Auftreten eines

neuen ornithopoden Ichnotypus, der

„Iguanodontipus“ des „Wealden“ ähnelt,

sich aber anhand eines stark ausgebildeten

Fersenpolsters eindeutig von diesem unterscheidet

(mündliche Mitteilung A. Böhme

2009). Die Fährten der Theropoden

(fleischfressende Dinosaurier) sind ebenfalls

mit drei unterschiedlichen Fußmorphologien

im Obernkirchen-Sandstein

vertreten. Neben Trittsiegeln von allosaurierähnlichen

Theropoden sind zusätzlich

Spurenfossilien von troodontidenartigen

Theropoden, die ein neues Taxon und eine

Besonderheit für die Untere Kreide darstellen

(mündliche Mitteilung T. van der

Lubbe 2009), im aktiven Steinbruch zu

finden. Die interessante Vergesellschaftung

von verschiedenen ornithopoden und

theropoden Fährtentaxa, der Erstnachweis

von Troodontiden für die Untere Kreide

von Westeuropa und ein neues iguanodontides

Fährtentaxon mit differenzierter

Fußmorphologie, machen die Fundlokalität

Bückeberg weltweit einmalig (vgl.

Abschnitt: „Die fossile Fauna des Bückebergs“).

Dazu kommen die Erhaltungsqualität

und Häufigkeit sowie die gute Interpretierbarkeit

der Fährten.



49

Die fossile Flora der „Wealden“-

Vorkommen in Europa

Der Obernkirchen-Sandstein bietet als

klastisches Sediment hervorragende Voraussetzungen

für eine gute Überlieferung

von Pflanzenfossilien. Die Erhaltung

reicht dabei von kohligen Überresten bis

hin zu sehr detailreichen Abdrücken. Die

Abdrücke oder Hohlformen der Pflanzenfossilien

des Arbeitsgebiets entstanden sekundär

durch das Eindringen von Wasser

in den Sandstein, das hatte die Auflösung

des kohligen Materials der Pflanze innerhalb

des Gesteins zur Folge (Gothan &

Weyland 1973).

Dank der geringen Korngröße des Sediments

(Feinsandstein) erhalten sich

auch feinste Details im Gestein, wie zum

Beispiel Rinden- bzw. Borkenstrukturen

von größeren Hölzern. Für den Unteren

„Wealden“-Schiefer der Unteren Isterberg-Formation

konnten aufgrund des

geringeren terrigenen Einflusses und der

Entfernung zur Küste des Strandbereichs

keine Pflanzenfossilien nachgewiesen werden.

Die aufgefundenen Pflanzenfossilien des

Untersuchungsgebiets gehören zur sogenannten

„Wealden“-Flora. Während der

Unteren Kreide befand sich die Lage des

heutigen Bückebergs deutlich südlicher

bei etwa 35° bis 40° N (Smith et al. 1981)

und es herrschten subtropische Temperaturen.

Vertreter verschiedener alter Pflanzengruppen

wie Gleicheniaceae, Equisetatae,

Lycopodiatae, Filicatae, Ginkgoatae,

Pinatae und Cycadophytina besiedelten

höher gelegene Ebenen und Niederungen

des südlich vom Ablagerungsbereich

des Bückebergs gelegenen Deltas (Pelzer

1998). Deren fossile Überreste lassen sich

überall im Untersuchungsgebiet in Steinbrüchen

und in alten Pingen nachweisen.

Die Konzentration an Fundmaterial ist

aufgrund der Aufschlusslage in den Steinbrüchen

am höchsten. Jedoch ist es auch

möglich, an vielen anderen Stellen in Lesesteinen

Pflanzenfossilien zu finden. Die

Zusammensetzung der Pflanzengruppen

ist in ihrem Bestand recht einheitlich und

stimmt mit den Floren anderer „Wealden“-

Vorkommen in Nordwesteuropa prinzipiell

überein (Seward 1895; Richter 1906,

1909; Mägdefrau 1931; Daber 1953, 1960;

Watson 1969).

Vakhrameev et al. (1978) untergliedern

die Unterkreidefloren in verschiedene

Provinzen. Der Grund für diese

Untergliederung ist eine variierende Zusammensetzung

von Pflanzengruppen in

verschiedenen Regionen. Das Arbeitsgebiet

gehört zur Europäischen Provinz, die

sich durch das Fehlen von Podozamiten,

Czekanowskialen und Coniopteris von anderen

Provinzen unterscheidet wie dem

Europäisch-Sinischen Teilgebiet, der Mittelasiatischen

Provinz, der Ostasiatischen

Provinz, der Indischen Provinz, dem Sibirisch-Kanadischen

Gebiet und der Lena-Provinz.

Hingegen lassen sich in der

Lokalität Bückeberg Reste von Gleicheniaceae

(Pinnae) mit Fruchtständen, Abdrücken

von Blättern und die Fortpflanzungsorgane

von Cycadeen finden. Riegel

et al. (1996) beschreiben weiterhin Reste

von Ginkgogewächsen aus dem Hannoverschen

Raum, die während der laufenden

Geländearbeiten jedoch nicht nachgewiesen

werden konnten. Die zu den Koniferen

gehörenden Brachyphyllum, Cupressinocladus,

Sphenolepis und Zapfen von Elatides

(Vakhrameev 1991) sind die am häufigsten

gefundenen Baumreste.



Die fossile Flora des Bückebergs –

Über die Pflanzenfossilien der

Deister-Formation

Im folgenden Kapitel wird auf die fossile

Flora der Deister-Formation der Bückeberg-Gruppe

eingegangen. Dabei werden

neue und bereits bekannte Funde näher

beschrieben und kategorisiert. Die fossilen

Pflanzenreste werden dabei in Equisetales,

Cycadales, Hölzer und Wurzelreste/Rhizome

unterschieden und eingegliedert.

Equisetales

Schachtelhalmgewächse (Equisetiten)

sind die am häufigsten angetroffenen

Pflanzenfossilien im Untersuchungsgebiet

(Abb. 21 A, 22 E). Prinzipiell benötigen rezente

Schachtelhalme eine feuchte Umgebung,

um ihre Sporen zur Reife zu bringen

(Watson & Alvin 1996). Überträgt man

das auf die fossilen Equisetiten, so waren

die Ufer und Niederungen des unterkretazischen

Deltas im Arbeitsgebiet eine hervorragende

Umgebung für das Wachstum

von Schachtelhalm-Kolonien.

Die im Untersuchungsgebiet gefundenen

Schachtelhalme liegen in unterschiedlichen

Erhaltungsformen vor. In einigen

Fällen sind kohlige Überreste der Pflanze

als Abdrücke im Feinsandstein erhalten

geblieben. Meistens ist jedoch nur noch

die Hohlform der ehemaligen Pflanze zu

erkennen. Die fossilen Equisetiten zeichnen

sich durch einzelne, miteinander verbundene

Segmente aus, die eine vertikale

Rippung aufweisen.

Bei den senkrecht verlaufenden Rippen

handelt es sich um die Abformung der Gefäßbündel

der Schaftinnenseite (Kelber

1999).

Die Länge der Equisetiten-Reste variiert

von 10 bis 60 cm. Alle gefundenen

Exemplare sind stark zerdrückt, so dass

genaue Aussagen über die Durchmesser

nicht getroffen werden können. Die stratigrafische

Verbreitung der Schachtelhalme

innerhalb des Untersuchungsgebiets lässt

sich nicht eindeutig klären, da alle Fossilien

nur auf Sandsteinhalden gefunden wurden.

Jedoch sind alle Funde in den Obernkirchen-Sandstein

einzuordnen. Eine

Besonderheit stellt ein im aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruch gefundener Rhizomrest

mit Speicherknollen von Equisetites

burchardtii dar (Abb. 22 E).

Cycadales

Überreste von Cycadeen sind in den

„Wealden“-Vorkommen von Nordwesteuropa

nur selten vertreten (Watson 1969;

Oldham 1973, 1976). Während der gesamten

Kartierung konnte lediglich ein einziger

Blattwedel von Nilssonia schaumburgensis

gefunden werden. Über das allgemeine

Habitat der fossilen Cycadeen ist nicht viel

bekannt, da sich die dokumentierten Überreste

auf Blattfragmente aus der Unterkreide

beschränken (Watson & Alvin 1996).

Sehr wahrscheinlich wuchsen Cycadeen

wie N. schaumburgensis, ähnlich wie

ihre heutigen Verwandten, in semiariden

bis feuchten Tropengebieten. Nach Watson

& Alvin (1996) liegt die Vermutung

nahe, dass N. schaumburgensis einen tubusartigen

Stamm wie Zamia besaß. Die Beblätterung

von N. schaumburgensis war mit

einer maximal bekannten Länge von 9 cm

dagegen relativ klein (Watson 1969). Der

im Untersuchungsgebiet gefundene, disartikulierte

4 cm lange Blattwedel liegt

nicht, wie bei den Equisetiten beobachtet,

in kohliger Erhaltung vor. Es handelt sich

hierbei um den Positivabdruck des Wedels

auf einem isolierten Sandsteinblock im

aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch

(Lesesteinvorkommen L1). Der Blattwedel

von N. schaumburgensis zeichnet sich

durch engständige, im 90°-Winkel von der

Mittelader abstehende, breite Fiederchen



51

aus (Abb. 21 E). Diese stehen eng aneinander

und scheinen sich an einigen Stellen

seitlich zu überlappen. Sie sind abgerundet

trapezförmig und breiter als lang. Die

Fiederchen scheinen zur Spitze des Wedels

hin schmaler zu werden. Die Fieder selbst

verjüngt sich zur Spitze hin. Die Mittelader

ist deutlich ausgebildet und verläuft

bis zur Spitze der Fieder.

Abb. 21 Pflanzenfossilien aus dem Obernkirchen-

Sandstein. A Nicht näher bestimmter Holzabdruck

(?Equisitales). B Pflanzenhäcksel von ?Whitamia.

C Baumstammabdruck mit erkennbarer Borkenstruktur.

D Borkenabdruck im Sandstein.

A

E Blattwedel von Nilssonia schaumburgensis.

F Nicht identifizierter, „knollenartiger“ Holzrest

im Anschnitt. Alle Funde stammen von Halden

aus dem aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch.

Länge des Hammers beträgt 30 Zentimeter.

B

C

D

E

F



Hölzer

Funde von größeren und kleineren Hölzern

sind hinreichend aus den „Wealden“-

Ablagerungen Nordwesteuropas bekannt

und dokumentiert. Häufig handelt es sich

um Reste von baumgroßen zu den Nacktsamern

gehörenden Koniferen. Dabei treten

vor allem verschiedene Vertreter aus

den Familien der Cheirolepidiaceae, Araucariaceae,

Taxodiaceae und der Pinaceae

hervor. Aufgrund unterschiedlichster Morphologien

(von wenigen Zentimeter hohen

Pflanzen bis hin zu meterhohen, verholzten

Bäumen) innerhalb der Familien ist

anzunehmen, dass die Vertreter der Cheirolepidiaceae

eine Vielzahl an Habitaten

besiedelt haben könnten (Watson 1969).

Sehr wahrscheinlich wurden die rückgelagerten

und küstenferneren Wälder während

des Unteren Berriasium durch Koniferen

dominiert. Der Rest eines im aktiven

Obernkirchener Sandsteinbruch gefundenen

Holzes liegt in teilweiser Inkohlung

vor. Die Struktur der Rinde ist im Sandstein

erhalten geblieben, gibt jedoch keinen

Aufschluss über die Zugehörigkeit

zu einer Familie der hier fossil vertretenen

Konifere. Aufgrund fehlender aussagekräftiger

anatomischer Details wurde auf eine

eingehendere Bestimmung verzichtet. Bei

dem Fund handelt es sich um ein 1,5 x 1

Meter großen, isolierten Sandsteinblock,

der von einer Halde im aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruch nahe des Lesesteinvorkommens

L3, stammt (Abb. 21 C).

Nicht näher zu bestimmende „knorrige“

Holzreste stammen aus einer dünnbankigen

Feinsandsteinschicht (Tafel 2 A Beilagenblatt;

NB 32) des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs (Abb. 21 F; Aufschlusspunkt

A11 und Tafel 4 Beilagenblatt).

Sie lagern an der Basis der Bank und bilden

„knollenartige“ Ansammlungen. Diese

„knolligen“ Holzreste sind keine Seltenheit

in den „Wealden“-Sandsteinen, bleiben

aber in der Regel nicht bestimmbar. Die

Vermutung liegt nahe, dass es sich hierbei

ebenfalls um Reste von Koniferen handelt

(V. Wilde, schriftliche Mitteilung).

Horizonte mit Pflanzenhäcksel sind in

den Schichten des Obernkirchen-Sandstein

im aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch

häufig aufzufinden. Dabei handelt

es sich um disartikulierte Blattreste,

die in großen Ansammlungen auftreten.

Beim Aufschlagen vieler Sandsteine sind

sie gut zu erkennen, weisen jedoch keine

deutlichen Merkmale für eine Bestimmung

auf. Der Erhaltungsgrad ist mittelmäßig

bis schlecht, so dass oft nur die Umrisse

sichtbar sind (Abb. 21 B). Die schwarze

bis lila Färbung der Blattreste kommt auf

den Oberflächen des gelblich-grauen Feinsandsteins

besonders deutlich zur Geltung.

Wurzelsysteme/Rhizome

Im gesamten Arbeitsgebiet sind in verschiedenen

Horizonten unterschiedliche

Typen von Wurzeln bzw. Wurzelsystemen

zu beobachten (Abb. 22). Die meisten sind

in-situ erhalten geblieben und stellen somit

autochthone Reste der Pflanzen dar. Pelzer

(1998) beschreibt Funde von aufrecht im

Sediment stehenden Baumstämmen und

Baumstümpfen aus der Region Hannover.

Aus diesen fossilen und noch in Lebendstellung

erhaltenen Baumresten lassen sich

Rückschlüsse über die ehemaligen hydrologischen

Verhältnisse am Standort ableiten.

Mit Hilfe der Abfolge von Wurzelhorizonten

lassen sich zusätzlich Aussagen

über ehemalige Sedimentationsmechanismen

und -raten treffen. Die Einteilung der

fossilen Wurzeltypen des Untersuchungsgebiets

erfolgt nach Pelzer (1998). Dieser

unterteilt die Wurzelvorkommen in sechs

Typen von A bis F. Grundlage der Unterteilung

ist die Unterscheidung der räumlichen

Orientierung (äußerer Habitus) und

die Art der Verzweigung der verschiedenen



53

Wurzelsysteme. Problematisch sind die

Wurzeln von verschiedenen Pflanzengruppen,

die ähnlich konstruiert und überliefert

sind. Entsprechend der Einteilung nach

Pelzer (1998) werden sie trotz unterschiedlicher

Systematik in einem Wurzeltyp

vereint. Ein weiteres Problem ergibt sich

durch die möglichen unterschiedlichen

Erhaltungen der Wurzeln einer Pflanzenart.

Die verschiedenartigen Wurzeln stammen

zwar von einer Pflanze, würden aber

auf Grund ihrer unterschiedlichen Erhaltung

getrennten Wurzeltypen zugeordnet

werden. Demnach ist eine objektive Unterteilung

der Wurzelsysteme nur bei eindeutig

zu identifizierenden und zuzuordnenden

Wurzelsystemen möglich (Pelzer

1998).

Im Arbeitsgebiet konnte der Wurzeltypus

B nachgewiesen werden. Dieser

gehört zu den am häufigsten

überlieferten Wurzelsystemen in der „Norddeutschen

Wealden“-Fazies (Pelzer 1998).

Der Typus (Abb. 22 A) zeichnet sich durch

dünne, lange, vertikal verlaufende Wurzeln

aus. Diese verlaufen bis zu 10 cm vertikal

im Sediment. Der Durchmesser beträgt

etwa 1 – 2 mm. In den meisten Fällen sind

die einzelnen vertikalen Wurzeln unverzweigt.

Sekundäre, schräge Verzweigungen

sind nur selten zu beobachten. Einige

Horizonte innerhalb des aktiven und

Hessischen Bruchs der Obernkirchener

Sandsteinbrüche weisen eine hohe Anzahl

dieses Wurzeltyps B auf (Tafel 2 A, B Beilagenblatt).

Die fossilen Wurzelhorizonte des Untersuchungsgebiets

sind ein wichtiger

Hinweis auf eine temporär geringe oder

fehlende Sedimentation. Ein fossiler Wurzelhorizont

ist demnach mit einem „Paläoboden“

gleichzusetzen. Dieser kann

je nach Dauer einer Besiedlung und Bodenentwicklung

mehr oder weniger stark

entwickelt sein. Zwei Entstehungsformen

sind für einen derartigen Wurzelboden

denkbar. Wenn ein Sediment abgelagert

wird und sich Pflanzen darauf ansiedeln,

kommt es zur Bildung von Wurzeln. Erfolgt

anschließend eine erneute, klastische

Sedimentation, wird der Prozess der Wurzelbodenbildung

abgebrochen. Auf Grund

der schnellen Einbettung im Sediment ist

das Erhaltungspotenzial der Wurzeln sehr

hoch. Pelzer (1998) bezeichnet dies als

„einphasige Besiedlung“. Die zweite Entstehungsform

der im Untersuchungsgebiet

beobachteten Wurzelböden könnte

eine „kontinuierliche Besiedlung“ gewesen

sein. Sie ist durch die gleichzeitige Besiedlung

mit Pflanzen und einer periodischen

Ablagerung von klastischem Material gekennzeichnet.

Geschieht die Sedimentation

im Gleichgewicht mit dem Wachstum

der Pflanzen, nimmt die Mächtigkeit des

Horizonts zu und die Pflanzendecke bleibt

erhalten. Das abgestorbene Material wird

im Boden zersetzt und es bleibt lediglich

die letzte Durchwurzelung erhalten (Pelzer

1998).

Rhizomreste bzw. Wurzelreste mit artikulierten

Speicherknollen gehören einem

weiteren am Bückeberg beobachteten Typus

an. Die Speicherknollen können in

zwei verschiedenen Formen vorgefunden

werden. Am häufigsten sind sie im zerdrückten

Zustand erhalten. Die Knollen

an den Enden der Wurzelspitzen weisen

eine rote Färbung auf (Abb. 22 B). Die

zweite überlieferte Erhaltungsform ist

ein Rest von Wurzeln mit siltig verfüllten,

mit einem kohligen Häutchen überzogenen,

rundlichen Strukturen. Sie werden

ebenfalls als mit den Wurzelresten in

Verbindung stehende Speicherknollen der

Equisetiten (wahrscheinlich Equisetites

burchardtii) gedeutet (V. Wilde, schriftliche

Mitteilung). Wie bei der ersten Erhaltungsform

sind die Speicherknollen der

zweiten Form zerdrückt, unterscheiden



A

B

C

D

E



55


Verschiedenartige Wurzeltypen sensu Pelzer (1998)

aus dem Untersuchungsgebiet (Obernkirchen-

Sandstein). A Wurzelreste des Wurzeltyps B mit

sekundärer Verzweigung. B Reste von Wurzeln

mit Speicherknollen. C Allochthone Wurzelreste.

D Wurzelrest mit einem Durchmesser von bis

zu 2 cm. E Speicherknollen von Equisetites

burchardtii. Alle Funde (außer A) stammen von

Halden aus dem aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch.

Der Fund A stammt aus dem Reservesteinbruch

(Hessischer Bruch).

sich jedoch von der ersten durch eine teilweise

kohlige Erhaltung mit einem leichten

Relief. Abb. 22 C zeigt eine weitere

Erhaltungsform von Rhizomen, respektive

Wurzeln im Obernkirchen-Sandstein.

Es handelt sich hierbei um zusammengeschwemmte

Reste von Wurzeln bzw. Rhizomen,

die eine Art Geflecht auszubilden

scheinen. Sie liegen ohne erkennbare Einregelung

im Sandstein als siltige und nicht

in kohliger Erhaltung vor. Diese wurzelartig

wirkenden, von Pflanzen unbekannter

Zuordnung stammenden Geflechte sind

auffällig lila bis schwarz gefärbt.

Die fossile Fauna des Bückebergs –

Über die Spurenfossilien und Überreste

der Invertebraten und Vertebraten

der Bückeberg-Gruppe

(Isterberg- und Deister-Formation)

am Bückeberg

Die fossile Fauna des Bückebergs ist im

Vergleich zur artenreichen Flora weniger

vielfältig. In der Regel unterscheidet

sich die Erhaltung tierischer Organismen

durch ein höheres Fossilisationspotenzial

deutlich von der Erhaltung fossiler Pflanzen.

Hartteile wie Schalenklappen von

Muscheln oder Brachiopoden, Gehäuse

von Schnecken (Gastropoden) und Knochen

von Wirbeltieren besitzen ein höheres

Erhaltungspotential als Weichteile

von Pflanzen. Der Obernkirchen-Sandstein

zeigt dagegen eine differenzierte Erhaltung

der Fossilien auf, die in fluviatilen

Verhältnissen abgelagert und von Sturmsandlagen

(Tempestite) sowie vom sauren

Sandstein beeinflusst wurden. In einem

fluviatilen oder deltaischen System, dem

der Obernkirchen-Sandstein zugeordnet

werden kann, können hartschalige Fossilien

oder Knochen über weite Distanzen

transportiert werden. Dadurch sind

die meisten Elemente nicht mehr im Verbund

(disartikuliert) und können über weite

Strecken im Sediment verstreut sein. Im

Normalfall bleiben diese Elemente trotz

einer späteren Ummineralisierung im Sediment

als Fossil erhalten. Der Obernkirchen-Sandstein

zeigt aufgrund seines ehemaligen

sauren Milieus eine andere Form

der Erhaltung. Der häufigste beobachtete

Erhaltungszustand im Arbeitsgebiet ist die

Hohlform. Das gilt sowohl für Muschelschalen,

als auch für die Knochen von Reptilien

und Dinosauriern. Es ist anzunehmen,

dass das in den Muschelschalen oder

im Knochenmaterial enthaltene Karbonat

(CaCO 3

) diagenetisch gelöst wurde. Dafür

spricht der nahezu unzerdrückte, original

erhaltene Habitus der Muschelgehäuse

und Knochen innerhalb des Sandsteins. In

einigen Fällen lässt sich eine weiße Restsubstanz

innerhalb der Knochenabdrücke

auf den exponierten Sandsteinblöcken beobachten.

Hauptsächlich liegen jedoch die

leeren Hohlformen der ehemaligen Knochen

vor. Im Unteren „Wealden“-Schiefer

unterscheidet sich die Erhaltung der Fossilien.

Dort liegen Muschelreste lediglich als

Positivabdrücke vor.

Im Obernkirchen-Sandstein sind zusammenhängende

(artikulierte) Knochenfunde

eine Seltenheit. Sedimente mit fluviatilem

und deltaischem Charakter wie

der Obernkirchen-Sandstein des Arbeitsgebiets,

weisen in nur wenigen Fällen



komplett erhaltene Skelette auf. So ist nur

ein einziger Dinosaurier (Stenopelix valdensis)

aus dem westlich angrenzenden

Gebiet, dem Harrl, bekannt (s. weiter unten).

Die Knochen werden ausschließlich

durch Wasser transportiert. Ähnlich wie

bei Pflanzen bestimmen Größe und Gewicht

die zurückgelegte Distanz zwischen

dem Sterbeort und dem Ort der Einbettung.

So kann es sein, dass sich Knochenreste

von Tieren in Gebieten finden lassen,

in denen sie weder gelebt haben noch gestorben

sind. Ein isolierter Rest eines nicht

näher identifizierten Knochenabdrucks

konnte während der Kartierarbeiten gefunden

werden (Abb. 31 A).

Reste von Knochen sind nicht die einzigen

Fossilien, die von Wirbeltieren hinterlassen

wurden. Besonders in den beiden

Steinbrüchen der Obernkirchener Sandsteinbrüche

lassen sich diverse Lebensspuren

finden. Sie stammen sowohl von Wirbellosen

als auch von Wirbeltieren und

bieten ein differenzierteres Bild der fossilen

Fauna im Arbeitsgebiet als die Körperfossilien.

Spuren von Dinosauriern können

sowohl in mehreren Sandstein-Horizonten

im Hessischen Bruch als auch im aktiven

Steinbruch beobachtet werden. Auch wenn

die Knochen dieser Tiere nicht vorhanden

sind, so zeugt die Anwesenheit von Fährten

unterschiedlicher Dinosauriergruppen

von einer vielfältigen Lebensgemeinschaft

innerhalb des ehemaligen Deltas. Die verschiedenen

Fährten der Dinosaurier werden

im Abschnitt „Die Spurenfossilien der

Dinosaurier“ eingehend beschrieben.

Fossile Muscheln lassen sich in vielen

Bereichen des Bückebergs finden und können

in zwei Gruppen unterteilt werden.

Die am häufigsten verbreiteten Muscheln

gehören zur Gruppe der Neomiodontiden.

Die zweite nur marginal vorhandene

Gruppe sind die Unioniden. Weiterhin

lassen sich zu den Gastropoden

gehörende Vivipariden finden. Die im Unteren

„Wealden“-Schiefer und im Obernkirchen-Sandstein

enthaltenen Vertreter

der Ostrakoden-Gattung Cypridea, dienen

als Leitfossilien für die stratigrafische

Gliederung des Berriasium im „Norddeutschen

Wealden“. Diese wenig artenreiche,

aber dennoch innerhalb des Niedersächsischen

Beckens weitverbreitete Invertebratenfauna

ist ein Anzeiger für Süß- bis

Brackwasserverhältnisse zur Zeit des Unteren

„Wealden“-Schiefer und Obernkirchen-Sandstein.

Die Spurenfossilien der Wirbellosenfauna

(Invertebraten)

Die Unterscheidung der Bioturbationstypen

des Obernkirchen-Sandstein vom

Bückeberg erfolgt nach Pelzer (1998), der

die biogenen Sediment- und Bodenstrukturen

in 14 Typen untergliedert. Die im

Arbeitsgebiet entdeckten Dinosaurierfährten

werden zwar nach Pelzer (1998)

ebenso in die Bioturbationstypen eingegliedert,

werden jedoch im separaten Teil

„Die Spurenfossilien der Dinosaurier“ behandelt.

Der Grund für diese Gliederung

ist die Unterteilung der Lebensspuren in

Wirbellose und Wirbeltiere. Neben den

erwähnten Dinosaurierfährten, lassen sich

zusätzlich die Spuren des Bioturbationstypus

XIV und Grabaktivitäten von Muscheln

(Lockeia sp.) nachweisen.

Der Bioturbationstyp XIV sensu Pelzer

beinhaltet biogene Strukturen, die großflächig

auf der Sohlfläche von Sandsteinen

auftreten (Pelzer 1998). Die Ichnofossilien

liegen in einer Epi-Relieferhaltung

vor und weisen einen länglichen, mandel-

bis spindelförmigen Umriss auf (Abb.

23 A). Interne Gefüge- oder Materialunterschiede

zum umgebenden Material sind

nicht zu erkennen. Die zusammenhanglose

Anordnung der einzelnen Strukturen

lässt eine nicht biogene Herkunft durch



57

A

B

Abb. 23 A Bioturbationstypus XIV (Pelzer 1998)

auf isoliertem Sandsteinblock im aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruch. B Isolierter Feinsandstein

mit Lockeia sp. im Hessischen Bruch aus der Bank

AB 7 (Tafel 2 B Beilagenblatt). Länge des Stiftes

18 cm, Länge des Hammers 30 cm.

Trockenrisse ausschließen (Pelzer 1998).

Auf Grund der fehlenden Überlieferung

des Erzeugers lässt sich die Herkunft der

Organismengruppe nicht eindeutig klären.

Als Erzeuger sind demnach skelettlose Invertebraten

anzunehmen. Die Strukturen

befinden sich auf isolierten Sandsteinblöcken

im aktiven Steinbruch und im Hessischen

Bruch. Eine eindeutige stratigrafische

Zuordnung der beobachteten Spuren

war nicht möglich.

Neben dem Bioturbations-Typus XIV

sind im Obernkirchen-Sandstein des Arbeitsgebiets

Grabspuren von Bivalven zu

beobachten (Abb. 23 B). Es handelt sich

dabei um den Spurentypus Lockeia sp. Dieser

ist durch vertikale Ausstülpungen an

Sohlflächen gekennzeichnet und entstand

durch sich in einem steilen Winkel in das

Sub strat eingrabende Muscheln. Diese

Arten der Spuren sind vor allem im Hessischen

Bruch der Obernkirchener Sandsteinbrüche

zu beobachten und befinden

sich an der Basis der Bank AB 9 (Tafel 2 B

Beilagenblatt).

Die fossile Muschelfauna

(Neomiodontiden)

Neomiodontiden sind relativ häufig

in der Isterberg-Formation und

Deister-Formation des Bückebergs. Sie

sind sowohl im Unteren „Wealden“-Schiefer

als auch im Obernkirchen-Sandstein

stark vertreten. Die Familie der Neomiodontiden

ist eine homogene Gruppe innerhalb

der Superfamilie Arcticacea. Zusammen

mit vereinzelt vorkommenden

Unioniden (Abb. 24 B), einer weiteren

Gruppe der Muscheln im Untersuchungsgebiet,

sind sie Indikator für ein oligohalines

bis mesohalines Milieu innerhalb der

oben genannten Formationen. Die Muschelschalen

sind in zwei unterschiedlichen

Varianten erhalten. Die Muschelreste des

Unteren „Wealden“-Schiefer sind deutlich

als Steinkerne auf der Sedimentoberfläche

in einer „konvex-oben“ Position

überliefert. Sie zeigen eine gut erkennbare

Struktur und sind in den meisten Fällen

vollständig. Die Erhaltung des Obernkirchen-Sandstein

umfasst neben der aus

dem Unteren „Wealden“-Schiefer bekannten

Steinkernerhaltung zusätzlich Hohlformen

der Schalen auf. Die Position der

Muscheln schwankt von „konvex-oben“ bis

„unregelmäßig“ innerhalb des Sandsteins.

Auf vielen Muschelschalen befindet sich

ein weißes Residuum. Die originale Schale

wurde wie bei den Knochen beobachtet zu

einem großen Teil postsedimentär gelöst.



A

B

C

D

E



59


Muscheln aus dem Arbeitsgebiet. A Neomiodon sp.,

Erhaltung als Abdruck auf einem Lesestein (Obernkirchen-Sandstein).

B Doppelklappige Muschel

(Unionidae) aus dem Unteren „Wealden“-Schiefer

von Liekwegen. C Doppelklappige Neomiodontiden

aus dem Obernkirchener Sandsteinbrüchen

(Obernkirchen-Sandstein) mit weißen Rückständen

von den ehemaligen Karbonatschalen. D Doppelklappiger

Steinkern einer Neomiodontiden auf

einem Lesestein (Obernkirchen-Sandstein).

E Muschelabdrücke aus dem Unteren „Wealden“-

Schiefer bei Liekwegen mit Eisenoxidschicht.

Die Funde A, C und D stammen von Halden aus

dem aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch.

Länge des Hammers etwa 30 cm.

Besonders auffällig sind die zahlreichen

doppelklappigen Individuen innerhalb des

Obernkirchen-Sandstein (Abb. 24 C, D).

Diese Art der Erhaltung lässt Rückschlüsse

auf die taphonomischen Prozesse der

Muschelschalen zu. Es handelt sich hierbei

um in-situ Einbettungen der Schalen,

die noch vor ihrem Tod im Substrat

sedimentiert wurden. Im Regelfall fallen

nach dem Tod einer Muschel und der Verwesung

der Ligamente die Schalen sehr

schnell auseinander. Schon geringe Strömungen

können ausreichen, um die beiden

Muschelschalen zu zerstreuen. Somit

liegen die Schalen im Regelfall disartikuliert

vor. Im Unteren „Wealden“-Schiefer,

der durch isolierte Muscheln gekennzeichnet

ist, konnte nur ein einzelner Fund einer

doppelklappigen aufgeklappten Muschel

im Steinbruch Liekwegen dokumentiert

werden (Abb. 24 B).

Huckriede (1967) ordnet die Muscheln

der Tonsteine von Obernkirchen den beiden

Arten Cyrena heysii und C. kochii zu.

Zusätzlich können die beiden Arten mit

der Süß- bis Brackwasser-Ostrakode Cypridea

inaequalis vergesellschaftet sein

und gehören in das Niveau des Hauptkohleflözes.

Das Vorkommen der oft nur

fragmentarisch erhaltenen und zu den

Süß- bis Brackwasser-Gastropoden gehörenden

Vivipariden ist auf den Obernkirchen-Sandstein

beschränkt.

Die Spurenfossilien der Dinosaurier

Zu den paläontologischen Besonderheiten

des Untersuchungsgebiets gehören

Fährten von großen und kleineren Dinosauriern.

Dreizehige Trittsiegel aus dem

Gebiet des Bückebergs haben seit dem 19.

Jahrhundert das Hauptaugenmerk der paläontologischen

Arbeiten in diesem Gebiet

auf sich gezogen (Ballerstedt 1905,

1914, 1920) und waren auch der Anlass

der vorliegenden Kartierungsarbeiten. Bereits

1880 beschrieb Struckmann dreizehige

Fußabdrücke aus den unterkretazischen

Sandsteinen Nordwestdeutschlands bei

Bad Rehburg als „vogelähnliche Thierfährten“

und ordnete diese der Dinosauriergattung

Iguanodon zu. Die Identifizierung

des Erzeugers von Fußabdrücken bleibt jedoch

bis heute in der Regel problematisch,

denn verschiedene Faktoren können das

Erscheinungsbild eines Trittsiegels nachhaltig

verändern. Knochenreste von möglichen

Erzeugern sind in den Obernkirchen-Sandsteinschichten

äußerst selten

zu finden. Nach Haubold (1990) kommt

angesichts der wenigen Skelettreste den

Fährten der Unterkreide eine besondere

Bedeutung zu.

Ob und wie ein Fußabdruck erhalten

wird, ist von unterschiedlichen Prozessen

abhängig. Dazu gehören Umweltbedingungen

wie stehende Gewässer mit nur geringem

Wellengang (das vermindert eine

schnelle Zerstörung), spurenstabilisierende

Biofilme auf der Bodenoberfläche, flache

lichtdurchflutete Lagunentümpel und die

„On-Top“-Versiegelung durch die sporadische

Zufuhr von Sediment (Fischer 1998).

Die Entstehung und nachfolgende

Konservierung der Fährten im



Obernkirchen-Sandstein des Bückebergs

erfolgte in zwei Phasen: 1. das Erzeugen

der Spuren auf dem Boden eines flachen

und ruhigen Gewässers, und 2. kam es bereits

kurz nach dem Auftreten durch Wellengang

und leichte Strömungen zur Verwischung

von Details der Trittsiegel und

zur Auslöschung von Fährtenteilen.

Das ließ sich besonders gut im Hessischen


beobachten (Aufschlusspunkt

A10, Abb. 34 und Tafel 4 Beilagenblatt).

Im zentralen Bereich der oberen Steinbruchsohle

war eine etwa 10 m lange

Fährte eines ornithopoden Dinosauriers

aufgeschlossen, deren Überlieferung nur

fragmentarisch war (Tafel 2 B Beilagenblatt).

Der Erhaltungsgrad der einzelnen

Trittsiegel innerhalb der Fährte ist sehr

unterschiedlich. Hinzu kommen Lücken

und ein abruptes Ende der Fährte. Die teils

schlechte Erhaltung und Lückenhaftigkeit

ist auf eine kurz nach Entstehung stattgefundene

Zerstörung der einzelnen Trittsiegel

zurückzuführen.

Tonbeläge und eventuell vorhandene

Biomatten aus Algen (z. B. Diatomeen,

Bakterien u.ä.) auf dem Boden, die

jedoch nicht dokumentiert sind, wirkten

sich schützend auf die Erhaltung der

Spuren aus. Beim zweiten Schritt erfolgte

eine Überdeckung der noch vorhandenen

Spuren durch Sandschüttungen. Dabei

dienten die Einsenkungen der Spuren

als Sandfallen. Anschließend lagerte sich

bei ruhigem Wasser eine dünne Tonlage

ab. Das Relief glich sich aus und weitere

Schichten von neuem Sediment wurden

aufgeschüttet. Diese taphonomischen Bedingungen

gelten sowohl für karbonatische

als auch für klastische Substrate (Fischer

1998; Schwennike 1998) wie dem Obernkirchen-Sandstein.

Die isolierten und teils in längeren Fährten

vorhandenen Trittsiegel im Hessischen


sind ausnahmslos tridactyl (dreizehig)

und können ornithopoden Dinosauriern

zugeordnet werden. Der Spurentypus

wird als Iguanodontipus bezeichnet, und als

Spurenerzeuger gelten sehr wahrscheinlich

Vertreter der Gruppe der Iguanodontiden

(mündliche Mitteilung A. Richter

2009). Diese gehören zu den Ornithischia,

einer großen Gruppe pflanzenfressender

Dinosaurier. Der dazu gehörige Spurenerzeuger

wäre demnach ein Iguanodontide,

der von seiner Anatomie vergleichbar

wäre mit Iguanodon atherfieldensis aus dem

Englischen Wealden. Nahezu vollständige

Skelettfunde von Iguanodon bernissartensis

stammen aus der Unteren Kreide Belgiens

(Sarjeant et al. 1998).

Die frühesten Beschreibungen des Spurentaxons

Iguanodontipus stützen sich auf

Einzelfunde aus dem Hastings-Sandstein

des Englischen Wealden (Tagart 1846).

Tagart beschreibt die Spuren in einem

kurzen Abstract als isolierte, vogelartige,

40 cm lange Trittsiegel. Delair (1989) und

Woodhams & Hines (1989) beschreiben

weiterhin Fährten aus Sussex, Dursey, Surrey

und von der Isle of Wight. Jones (1862)

erkannte als einer der ersten Bearbeiter einen

Zusammenhang zwischen dem tridactylen

Charakter des Hinterfußes von Iguanodon

und den dreizehigen Fährten des

Hastings Sandsteins und postulierte diesen

als möglichen Erzeuger. Allerdings entgegnete

Beckles (1862), dass es sich auch

um einen unbekannten Dinosaurier mit

einer ähnlichen Fußmorphologie wie Iguanodon

handeln könnte. Für die Theorie,

dass es sich bei dem Spurenerzeuger um

Vertreter der Gattung Iguanodon handelt,

spricht jedoch, dass keine andere Gruppe

der Ornithopoden in der Unteren Kreide

von England und Europa so weit verbreitet

und erfolgreich war wie die Iguanodontiden.

Hinzu kommt die Größe der



61

bekannten Iguanodon-Skelette, die in etwa

mit den anhand der Trittsiegel berechneten

Körpergrößen der Erzeuger übereinstimmen.

Die Iguanodontiden-artigen Fährten

der Obernkirchener Sandsteinbrüche

sind sogar älter als die bisher bekannten

Skelettfunde von Iguanodon. Demnach

lässt sich der mögliche Spurenerzeuger lediglich

innerhalb der Iguanodontidae suchen

und nicht bei den teilweise ichnomorphologisch

ähnlichen Hadrosauriern.

Trotz der zahlreichen Funde in der Region

des Bückebergs erschienen nur wenige

Publikationen zu diesem Thema (Stechow

1909; Dietrich 1927; Lehmann 1978). Bereits

1881 erfolgte die Beschreibung von

Dinosaurierspuren vom Bückeberg durch

Grabbe (1881). Zahlreiche rundlich-ovale

Saurierfährten wurden seit 1965 in Münchehagen

beobachtet, aber nicht als Spuren

von Dinosauriern gedeutet. Am 26./27.

Juli 1979 befand sich Herr Dr. Franz-Jürgen

Harms bei einer Ortsbegehung und

der Beschaffung von Exponaten für ein

Museum in den Steinbrüchen am Bückeberg

und Münchehagen. Während der Suche

nach geeigneten Ausstellungstücken

für das Heimatmuseum von Georgsmarienhütte

(„Museum Villa Stahmer“) in den

Steinbrüchen, fiel Herrn Harms auf, dass

auf einer verschmutzten und von LKW befahrenen

Steinbruchsohle einer der Steinbrüche

bei Münchehagen Saurierfährten

zu beobachten waren. Bereits am 9. August

1979 setze er sich mit der Gemeindeverwaltung

von Bad Rehburg in Verbindung

und teilte dieser in einer schriftliche Beschreibung

die Fährten und Fundlokalisation

mit. In seinem Schreiben erläuterte

er den Habitus der Fährten und benannte

hierbei den Fährtenerzeuger als „elefantenfüßigen

Saurier“ und ordnete diesen

demnach der Gruppe der Sauropoden

zu. Weiterhin bat er in seinem Schreiben

an die Gemeindeverwaltung Bad Rehburg

diese Fläche als Naturdenkmal auszuweisen

(Harms 2020). Auch der damalige

Schulleiter von Münchagen R. Hulke

(1980) erkannte, dass sich die Eindrücke

zu einem Fährtenmuster zusammenfügen

lassen und benannte in einem kurzen Bericht

ebenfalls Sauropoden als Verursacher

dieser Fährten (erschienen in „Die Harke“

vom 29.11.1980). Die Fährtenflächen wurden

1983 als Naturdenkmal ernannt und

mit einer 30 m langen Halle zum Schutz

überbaut. Heute befindet sich der sehenswerte

Dinosaurier Park Münchehagen an

diesem Ort. Stratigrafisch befindet sich

der Fährtenhorizont von Münchehagen

ebenfalls im Obernkirchen-Sandstein, unterscheidet

sich jedoch in seiner faziellen

Ausbildung und den überlieferten Ichnofossilien.

Der Hauptanteil der Fährten

wird durch den Fährtentypus Rotundichnus

muenchehagensis gebildet. Dieser Ichnotypus

wurde von Sauropoden erzeugt

und fehlt in den Ablagerungen des Bückebergs

völlig. Außerdem lassen sich zahlreiche

Theropodenfährten beobachten (Fischer

1998). Ornithopode Fährten lassen

sich nur sehr vereinzelt finden und können

wahrscheinlich ebenfalls einem Iguanodontiden

als Verursacher zugeschrieben

werden. Es handelt sich um die einzige

Sohle mit sauropoden und iguanodontiden

Fährten auf einem gemeinsamen Horizont.

Die beiden Obernkirchener Sandsteinbrüche

sind die Hauptfundorte für Dinosaurierfährten

seit dem letzten Jahrhundert.

Im Steinbruch Liekwegen konnten

jedoch während der Kartierungsarbeiten

keine Spuren nachgewiesen werden. Während

der Hessische Bruch der Obernkirchener

Sandsteinbrüche mindestens drei

Horizonte mit einer ornithopodendominierten

Ichnofazies aufzeigt (Abb. 16 F und

27), sind im aktiven Steinbruch mindestens

2 Horizonte mit vergesellschafteten

Ornithopoden- und Theropodenfährten



vorhanden (Abb. 28). Die Fährten des aktiven

Obernkirchener Sandsteinbruchs

unterscheiden sich zusätzlich in ihrer Zusammensetzung

durch das Vorhandensein

zweier neuer Fährtentaxa (Abb. 25 und

28). Sie wurden 2008 von U. Stratmann auf

der zweiten Abbausohle des aktiven Steinbruchs

entdeckt und sind Teil der dort

noch laufenden, paläontologischen Untersuchungen.

Die neuen iguanodonartigen

Fährten besitzen zwei von Iguanodontipus

differenzierte Fersenabdrücke unmittelbar

hinter dem für Iguanodontiden typischen

Sohlenpolster. Die Trittsiegel der iguanodonartigen

sind mit einem weiteren ornithopoden

Spurentaxon vergesellschaftet.

Das Taxon unterscheidet sich durch die

Größe des Fußabdrucks und den Winkeln

zwischen den Zehenabdrücken von den

Iguanodontiden-Fährten und ist lediglich

auf der unteren Fährtensohle zu finden.

Zusätzlich gibt es drei- und zweizehige

Trittsiegel von fleischfressenden Dinosauriern

(Theropoden) auf beiden Fährtenhorizonten

(Abb. 25 und 28), wobei die

zweizehigen Fährten ausschließlich auf der

untersten Sohle auftreten. Sie lassen sich

auf Grund der speziellen und einzigartigen

Fußmorphologie sehr wahrscheinlich der

Familie der Troodontidae zuordnen. Jedoch

sind Überlieferungen aus dieser Zeit

von Troodontiden weltweit sehr spärlich,

so dass weiterführende Funde abzuwarten

sind.

Die Erhaltung der Fährten des Hessischen

Bruchs und des aktiven Steinbruchs

unterscheidet sich ebenfalls voneinander.

Der unterste Fährtenhorizont 1

des Hessischen Bruchs (Tafel 2 B Beilagenblatt;

AB 5) weist eine ähnliche, „zertrampelte“

und unregelmäßige Oberfläche

wie der erste Fährtenhorizont des

aktiven Steinbruchs auf (Tafel 2 A Beilagenblatt;

NB 5). Der oberste Fährtenhorizont

3 (AB 25) des Hessischen Bruchs

zeigt eine unregelmäßige Erhaltung der

Spuren. Viele Trittsiegel sind nur sehr

schwer zu deuten und lassen sich in vielen

Fällen kaum von den Unregelmäßigkeiten

der Oberfläche unterscheiden

(Abb. 26 B, C). Über die Erhaltung der

Fährten des zweiten Horizonts lässt sich

nichts Genaues sagen, da diese lediglich

im Anschnitt aufgeschlossen sind (AB 11

in Tafel 2 B Beilagenblatt). Die erste

Fährtensohle des aktiven Steinbruchs zeigt

dagegen hervorragend erhaltene und deutlich

zu erkennende Spurenfossilien. Im

Gegensatz zu allen anderen Spurenhorizonten

weist der obere Fährtenhorizont 2

(AB 33) des aktiven Steinbruchs deutlich

tiefer eingedrückte Spuren auf (Abb. 29

A bis C). Ein Grund für die tiefen Spuren

könnte ein höherer Wassergehalt im

Substrat gewesen sein, der ein tieferes Einsinken

bzw. Eindringen in den Boden zur

Folge hatte. Prinzipiell liegen die Fährten

im Arbeitsgebiet in einer negativen Epi-

Relieferhaltung vor. Vereinzelte positive

Hypo-Relieftrittsiegel lassen sich vor allem

an der Nordostflanke des zweiten Fährtenhorizonts

im aktiven Steinbruch finden.

Die Ornithopoden-Fährten des


Sandsteinbrüche

Der Hessische Bruch der Obernkirchener

Sandsteinbrüche ist durch drei Fährtenhorizonte

mit Ornithopoden-Fährten

gekennzeichnet. Es handelt sich demnach

um eine von Ornithopoden dominierte

Ichnofazies mit einer Vielzahl von Spuren.

Die Trittsiegel besitzen einen dreizehigen,

rundlichen Umriss und liegen in unterschiedlichen

Längen von 20 bis 32 cm vor.

Erzeugt werden diese Abdrücke durch den

dreizehigen Hinterfuß eines Iguanodontiden,

dessen Fußmorphologie sehr gut mit

der Fährtenmorphologie übereinstimmt.

Typisch für Iguanodon ist der nahezu



63

Abb. 25 Vereinfachte Darstellung der Morphologien

der Ornithopoden- und Theropoden-Fährten

des Untersuchungsgebiets.

bilateralsymmetrisch aufgebaute Fußabdruck,

so dass die mittlere Zehe nur geringfügig

länger ist als die beiden seitlichen

Zehen. Die rundliche Form, die nicht erkennbaren

Abdrücke der einzelnen Zehenglieder

innerhalb der Spuren (ohne

Polster) und die starke Reduktion der

Länge der Zehenstrahlen 2 bis 4 lässt vermuten,

dass sich lediglich ein einziges gemeinsames

Sohlenpolster unter den drei

Zehengliedern befand (Wright 2004).

Die ornithopoden Trittsiegel des Hessischen

Bruchs zeigen die rundlichen Abdrücke

der Zehen II, III und IV. Die Zehen

I und V sind zurückgebildet und

daher nicht als Eindrücke zu erkennen.

Der erste Fährtenhorizont des Hessischen

Bruchs weist entlang der gesamten

aufgeschlossenen Fläche Belastungsmarken

im Anschnitt auf. Sie befinden sich

am Top der Bank AB 5 und besitzen einen

rinnenartigen Charakter mit Längen von

10 bis 30 cm (Tafel 2 B Beilagenblatt). Die

Länge des Anschnitts variiert auf Grund

der unterschiedlichen horizontalen Orientierung

auf der Schichtoberfläche. Während

sich die negativen Epireliefs am Top

der Bank AB 5 befinden, sitzen die positiven

Hyporeliefs an der Basis der Bank AB

7. Getrennt sind die beiden Bänke durch

eine 1 cm dünne Lage aus sandigem Ton

(AB 6). Die Bänke AB 5 und AB 7 bestehen

aus einem hellgrauen, massiven und

strukturlosen Feinsandstein. Verfolgt man

die Bank AB 5 in NE-Richtung weiter, so

befindet sich unmittelbar an der Rampe,



die zur oberen Steinbruchsohle führt, ein

kleiner aufgeschlossener Bereich. Dieser

ermöglicht eine Aufsicht der Trittsiegel

auf der Schichtoberfläche von AB 5 (Aufschlusspunkt

A8). Die Oberfläche wirkt

stark zertrampelt und dadurch sehr unregelmäßig.

Eine genaue Aussage über die

Fährtenzusammensetzung lässt sich nicht

eindeutig treffen, da viele der einzelnen

Trittsiegel sich zu überlagern scheinen.

Ein einziger ornithopoder Fußabdruck in

Epirelief- und Hyporelieferhaltung lässt

jedoch die Vermutung zu, dass es sich um

Iguanodontipus handelt (Abb. 26 B).

Der zweite Fährtenhorizont AB 11

des Hessischen Bruchs (Abb. 16 D, F

und Abb. 27) zeigt genau wie AB 5,

10 – 30 cm lange Belastungsmarken im

Anschnitt. Auch hier variieren die Längen

durch den Anschnitt-Effekt und die unterschiedliche

Orientierung der Fährten. Die

Epireliefs der Spuren befinden sich am Top

der Bank, die durch Steinkernerhaltung

von Muscheln an der Basis eine normale

Gradierung aufweist. An einigen Stellen

der Bank fehlen Bereiche der überlagernden

Schicht AB 12, so dass eine teilweise

Aufsicht auf einzelne Trittsiegel möglich

ist. Auf Grund der schlechten Erhaltung

und der nur partiell möglichen Aufsicht

auf die Schichtoberfläche lassen sich die

Belastungsmarken lediglich als nicht näher

zu bestimmende Dinosaurier-Spurenfossilien

ansprechen. Den dritten Fährtenhorizont

bildet die obere Steinbruchsohle

des Hessischen Bruchs (AB 25). Die unregelmäßige

Oberfläche der Sohle erschwert

das Finden der nur teilweise gut erhaltenen

Trittsiegel. Die Spuren sind oftmals

isoliert, erstrecken sich jedoch über die

gesamte Sohle. Die Orientierung der einzelnen

Spuren streut so stark, dass eine bevorzugte

Wanderroute nicht ausgemacht

werden kann (Abb. 27).

Eine Besonderheit stellt der Abdruck


Fährten der Spurengattung Iguanodontipus im

Hessischen Steinbruch (siehe auch Tafel 2 B Beilagenblatt).

A Rechter Vorder- und Hinterfußabdruck

(Bank AB 25). B Isoliertes Trittsiegel (Bank AB 5).

C tiefes Trittsiegel vermutlich eines Jungtieres

(Bank AB 5). D – H Verschiedene Fußabdrücke

von Iguanodontiden (Bank AB 25). Länge des

Trittsiegels in F beträgt etwa 35 cm. H Isolierter

Sandsteinblock mit Hyporelief eines nicht näher

bestimmbaren Trittsiegels. Länge des Hammers

beträgt 30 cm. Länge des Handschuhs beträgt etwa

20 cm.

von Manus (Hand) und Pes (Fuß) eines

Iguanodontiden dar (Abb. 26 A). Auch

andere Fundstellen in Spanien und England

zeigen Fährten mit Handabdrücken

von großen Ornithopoden. Generell ist die

Anzahl an Fundlokalitäten mit Hand- und

Fußabdrücken im Vergleich mit Fundlokalitäten

ohne Handabdrücke und nur Fußabdrücken

deutlich geringer. Das Fehlen

der Handabdrücke bei ähnlichen Spurentaxa

lässt Raum für Spekulationen. Eine

Möglichkeit für das Fehlen eines Handabdrucks

könnte die beim Laufen erfolgende

Überprägung durch den Fußabdruck sein.

Eine zweite denkbare Variante wäre, dass

die Handabdrücke zu schwach in das Sediment

eingedrückt wurden. Später wäre

ein möglicher Abdruck im Sediment nur

schwer oder nicht zu erkennen. Eine andere

Möglichkeit könnte eine überwiegend

zweibeinige (bipede) Fortbewegung

des Tieres sein. Weitere äußere Faktoren,

wie die Substratbeschaffenheit, könnten

ebenfalls eine Rolle bei der Wahl einer bipeden

oder quadrupeden Fortbewegung

gespielt haben. Die Iguanodontiden könnten

sich dementsprechend „falkultativ“ und

nicht obligatorisch quadruped bewegt haben.

Ebenfalls denkbar wäre es, dass die

unterschiedlichen quadrupeden und bipeden

Fährten von verschiedenen, noch nicht

entdeckten Arten von Iguanodontiden

oder ähnlichen großwüchsigen Ornithopoden

erzeugt wurden.



65

A

B

C

D

E

F

G

H



Abb. 27 Vereinfachtes Profil des Aufschlusspunkts

A7 im Hessischen Bruch mit den drei

gekennzeichneten Fährtenhorizonten AB 5, AB 11,

AB 25 (siehe auch Abb. 34 sowie Tafel 2 B und 4

Beilagenblatt).

Die Form des Handabdrucks im Hessischen


erscheint oval und befindet

sich direkt hinter dem Hinterfußabdruck

(Abb. 26 A). Innerhalb des Handabdrucks

befinden sich drei kleinere Vertiefungen,

die möglicherweise durch die distalen Bereiche

der drei Finger („Zehenspitzen“) erzeugt

wurden.

Verschiedene kleinere, isolierte Spuren

mit Längen von bis zu 20 cm zeigen eine

vergleichbare Fußmorphologie wie die der

größeren Exemplare (Abb. 26). Demnach

wäre es denkbar, dass es sich bei den kleinen

Fährten um Abdrücke von Jungtieren

handelt. Es ist also anzunehmen, dass

Jungtiere der Iguanodontiden zusammen

mit ihren Elterntieren wanderten, was

auch die Fährten der zweiten Fährtensohle

im aktiven Steinbruch nahelegen. Dieser

wird zurzeit noch wissenschaftlich bearbeitet

(mündliche Mitteilung A. Böhme

2009).

Die Ornithopodenfährten des aktiven


Der aktive Obernkirchener Sandsteinbruch

ist die zweite große Fundstelle für

Fährten von Dinosauriern im Arbeitsgebiet

(Abb. 29 und 30). Der Bruch enthält

lateral weitverbreitete Bereiche mit

zahlreichen Trittsiegeln von Dinosauriern



67

(Aufschlusspunkte A12, A14 und A15 Tafel

4 Beilagenblatt). Bekannt sind bisher

zwei Fährtenhorizonte mit einer weltweit

einmaligen Vergesellschaftung an Spuren

von ornithopoden und theropoden Dinosauriern

(Richter & Böhme 2016).

Die Spuren befinden sich auf der Oberfläche

der Bank NB 5 (Tafel 2 A Beilagenblatt).

Die Bank besteht aus einem hellgrauen

bis gelblichen Feinsandstein, dessen

Oberfläche mit einem dünnen sandigen

Tonhäutchen überzogen ist.

Die Fußmorphologie der großen ornithopoden

Spuren lässt sich Iguanodontiden

(cf. Iguanodontipus) zuordnen und

zeigt den typischen, dreizehigen, rundlichen

Umriss (Abb. 29 A – C). Interessanterweise

befindet sich ein weiteres,

kleineres Ornithopoden-Ichnotaxon auf

derselben Fährtenfläche. Die mit bis zu

maximal 16,2 cm langen, kleineren Fährten

ähneln in ihrer Gestalt den Trittsiegeln

von Heterodontosauriern, basalen

Ornithopoden, Dryosauriern und/oder

Marginocephalier (Hübner 2016, Richter

& Böhme 2016). Sie sind ebenfalls dreizehig

und weisen an den Enden der Zehen

keine Krallenabdrücke auf (Richter &

Böhme 2016). Die Winkel zwischen den

Zehen II, III und IV stimmen mit denen

anderer kleiner Ornithopoda überein.

Der zweite Fährtenhorizont (Abb. 29 A

bis C) enthält zwei verschiedene, große ornithopode

Fährtentypen. Der eine besitzt

die für Iguanodontipus typische Fußmorphologie.

Der zweite Typus zeigt eine vergleichbare

Fußmorphologie, unterscheidet

sich jedoch von „normalen“ Iguanodontiden-Fährten

durch zwei differenzierte

Abdrücke der Mittelfußknochen, bzw. des

Mittelfußes (trotz der Abweichung vom

menschlichen Fuß nachfolgend „Ferse“ genannt)

(Abb. 30 F). Die zwei parallelen,

halbmondförmigen Vertiefungen befinden

sich direkt hinter der für Iguanodontipus

typischen Ferse. Die Vertiefungen erscheinen

rundlich bis oval und erinnern an die

Abdrücke der Vorderextremitäten bei Iguanodontiden

und Hadrosauriden (vgl.

Abschnitt „Ornithopoden-Fährten des


Sandsteinbrüche“). Die strenge Parallelität

und der immer gleiche Abstand lassen

vermuten, dass die Eindrücke hinter dem

Fußabdruck durch eine mit dem Fuß verbundene

Struktur oder Knochen erzeugt

wurden. Es könnten demnach ein Fersenpolster

oder Sporne für die Erzeugung einer

solchen Spur verantwortlich gewesen

sein, die nicht überliefert wurden. Weitergehende

Untersuchungen zu dieser Thematik

sind noch abzuwarten (A. Böhme in

Vorbereitung).

Neben den beiden Fährtentypen sind

zusätzlich 2 bis 3 große Theropoden-Trittsiegel

auf dem zweiten Fährtenhorizont

vorhanden, die jedoch nur sehr schlecht

erhalten sind. Die zweite Fährtensohle ist

demnach eine ornithopodendominierte

Ichnofazies (Abb. 28). Die Dichte der Spuren

auf der Oberfläche ist geringer als auf

der ersten Fährtensohle. Hinzu kommt die

tiefere Einsenkung der Spuren in das Sediment.

Die Fährten befinden sich an dem

unregelmäßig ausgebildeten Top der Bank

NB 33 (Tafel 2 A Beilagenblatt).

Die Theropodenfährten des aktiven


Neben den oben beschriebenen, ornithopoden

Spuren sind auf beiden Fährtenhorizonten

zusätzlich Fährten von theropoden

Dinosauriern aufzufinden (Richter &

Böhme 2016). Während der Kartierungsarbeiten

konnten im Hessischen Bruch

keine eindeutigen Fährten von fleischfressenden

Dinosauriern nachgewiesen werden.

Somit bleibt der aktive Steinbruch

bisher die einzige Lokalität für Theropoden-Trittsiegel

im Arbeitsgebiet.



Abb. 28 Vereinfachte Aufschlussskizze der

Fundlokalität im aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch.

Gekennzeichnet sind die zwei Fährtenhorizonte

mit den verschiedenen Ichnofazien. Es

ist möglich, dass der Fährtenhorizont 1 (Tafel 2 A

Beilagenblatt; NB 5) mit dem ersten Fährtenhori-

zont des Hessischen Steinbruchs (Tafel 2 B Beilagenblatt;

AB 5; Abb. 27) übereinstimmt. Allerdings

lassen sich die Fährtenhorizonte aufgrund der

kleinräumigen faziellen Unterschiede nur schwer

bis gar nicht korrelieren.

Die Fährten der Theropoden des aktiven

Steinbruchs lassen sich in mindestens 4

Fußmorphologien differenzieren (Richter

& Böhme 2016).

Die meisten Theropoden weisen einen

funktional tridactylen Fuß auf. Die Füße

der Theropoden sind im Gegensatz zu denen

von Ornithopoden asymmetrisch aufgebaut.

Die einzelnen drei Zehenglieder

sind demnach unterschiedlich lang (Abb.

25, 29 D und 30 E). Die Phalangen des IV.

Zehes sind gegenüber den Zehengliedern

der II. Zehe deutlich schmaler und länger.

Die III. und mittlere Zehe ist demnach die


Verschiedene Trittsiegel und Fährten von Ornithopoden

und Theropoden im aktiven Steinbruch.

A und B zeigen Iguanodontiden-Fährten auf

dem zweiten Fährtenhorizont (NB 33). C Tief

eingedrücktes Trittsiegels eines Iguanodontiden

(Länge beträgt etwa 35 cm). D Trittsiegel eines

Theropoden mit erkennbaren Zehenpolstern und

Klauenabdrücken. E Zweizehiger Fußabdruck eines

?Troodontiden auf dem ersten Fährtenhorizont (NB

5). F Zwei nicht näher zu definierende Trittsiegel

am Aufschlusspunkt A12 (siehe auch Abb. 34 und

Tafel 4 Beilagenblatt). Länge des Hammers beträgt

30 cm.



69

A

B

C

D

E

F



A

B

C

D

E

F

G



71


Verschiedene Trittsiegel und Fährten von Ornithopoden

und Theropoden im aktiven Steinbruch.

A Mögliches isoliertes Theropoden-Trittsiegel am

Aufschlusspunkt A16 (siehe auch Abb. 34 und

Tafel 4 Beilagenblatt). B Kleiner Fußabdruck eines

Iguanodontiden am Aufschlusspunkt A16 (siehe

auch Abb. 34 und Tafel 4 Beilagenblatt). C Fährtenplatte

mit Hyporelief-Abdrücken von möglichen

Jungtieren. D Teilabdruck eines Iguanodontiden in

Hyporelieferhaltung auf einem isolierten Sandsteinblock.

E Theropoden-Fußabdruck auf dem ersten

Fährtenhorizont NB 5 (Länge beträgt etwa 38 cm).

F Neuer iguanodontider Fährtentypus auf dem

zweiten Fährtenhorizont NB 33. G Hyporelief eines

Iguanodontiden-Fußabdrucks.

Die Länge des Hammers beträgt 30 cm,

die Länge der Fototasche etwa 10 cm.

längste und hebt sich sehr deutlich von der

II. und IV. Zehe ab. Der entfernteste Punkt

der Theropodenfährten wird durch das

Ende des IV. Zehenabdrucks gebildet. Die

längeren Phalangen lassen sich mit Hilfe

von Sohlenpolstern in den Abdrücken

identifizieren (Abb. 29 D und 30 E). Nicht

jedes Trittsiegel von Theropoden weist jedoch

diese Sohlenpolster auf. Auf der ersten

Sohle des aktiven Sandsteinbruchs sind

die Polster sehr gut ausgebildet.

Die häufig vorhandenen Klauenabdrücke

an den vorderen Enden der Zehen

können unterschiedliche Umrisse aufweisen.

Sie besitzen eine aciculare (nadelförmige)

bis triangulare Form und können je

nach Größe des Fußabdrucks scharf oder

stumpf wirken.

Die Achse der III. Zehe (mittlere Zehe)

verläuft bei Theropodenfährten nahezu

parallel zur Fährtenachse. In den meisten

Fällen sind die Zehen der Spuren

zur Fährtenmittellinie geneigt (Thulborn

1990; Wright 1996). Das trifft auch für

die großen Ornithopoden-Trittsiegel des

Arbeitsgebiets zu. Als Erzeuger der großen

Theropodenfährten kommen eine Vielzahl

von Genera aus den Gruppen der Tetanurae,

Allosauroidea und Coelurosauria in

Frage (T. van der Lubbe, schriftliche Mitteilung).

Eine Unterscheidung der großen

Theropodenfährten und der Ornithopodenfährten

mit Hilfe der Winkel zwischen

den Zehen allein ist nur bedingt möglich.

Zwar unterscheiden sich die Theropoden

von den Ornithopoden durch einen prinzipiell

kleineren Winkel zwischen den Zehen,

jedoch kann dieser innerhalb einer

Fährte durchaus variieren (Wright 2004).

Eine eindeutige Aussage, ob es sich um

einen Theropoden handelt, ist auf diesem

Wege nicht möglich. Lediglich die vorhandenen

Klauenabdrücke, die konischere

Form der Zehenabdrücke und das Verhältnis

zwischen Länge und Breite einer

Fährte (Theropoden < 1, Ornithopoden ≥

1) können als ein mögliches Indiz für die

Unterscheidung der Spuren verwendet

werden.

Knochenfunde von großen Theropoden

aus den Schichten der Barsinghausen-

Subformation (Deister-Formation), die einen

Aufschluss über die Erzeuger geben

könnten, fehlen bis heute. Diverse Funde

von Allosauriern wie Valdoraptor oweni,

Becklespinax altispinax und Neovenator

salerii sind in den Schichten der Unteren

Kreide von England zu finden (Naish

2003). Allerdings stammen diese Skelettfunde

aus dem Valanginium und Barremium

von England und sind somit jünger als

die Fährten des Bückebergs.

Die zweite Gruppe von Theropodenspuren

stellt eine Besonderheit für die Unterkreide

von Westeuropa dar. Es handelt sich

hierbei um didactyle (zweizehige) Trittsiegel,

die zusammen mit kleinen und großen

Ornithopoden- und großen Theropodenfährten

auf der ersten Fährtensohle des

aktiven Steinbruchs vorkommen (Abb. 25



A

B

Abb. 31 A Nicht bestimmter Knochenabdruck

aus dem aktiven Obernkirchen Sandsteinbruch

(Lesesteinvorkommen L3; siehe auch Abb. 34 und

Tafel 4 Beilagenblatt). Teilweise ist die Hohlform

noch mit einem weißem Residuum des ehemaligen

Knochenmaterials verfüllt. B Rippenabdruck in

einem Sandstein, ebenfalls mit weißem Residuum

aus dem aktiven Obernkirchener Sandsteinbruch

(Lesesteinvorkommen L4, siehe auch Abb. 34 und

Tafel 4 Beilagenblatt) (Foto B A. Böhme 2009).



73

und 29 E). Es handelt sich um Spuren von

Troodontiden, einer Familie der Dromaesaurier

(Sichelklauendinosaurier; Richter

& Böhme 2016).

Körperfossilien der Troodontidae sind

vor allem aus den kretazischen Schichten

von Nordamerika und Asien gut dokumentiert.

In Europa sind Überreste dieser

Familie jedoch bis auf einige Zahnfunde

bisher nicht bekannt. Die Fährten auf dem

Bückeberg sind der erste Nachweis für die

Präsenz von Troodontiden in Nordwesteuropa

während der basalen Unteren Kreide

und geben neue Erkenntnisse über die geografische

Verbreitung dieser Familie und

ihre Variabilität: Die norddeutschen Fährten

lassen auf recht stattliche, bis 1,50 m

lange Troodontiden schließen, wohingegen

vor allem die chinesischen Körperfossilien/

Skelette deutlich kleiner sind.

Die Körperfossilien der Wirbeltierfauna

(Vertebraten)

Bei den gefundenen Wirbeltierresten

handelt es sich ausschließlich um die

für den Obernkirchen-Sandstein typische

Hohlraumerhaltung von Knochen. Während

des aktiven Abbaus des Obernkirchen-Sandstein

im Arbeitsgebiet wurden

zahlreiche Überreste von Wirbeltieren

zutage gefördert. Mit der zunehmenden

Schließung der meisten Pingen und der

kleineren Brüche, nahm auch die Anzahl

der Neufunde ab. Prinzipiell ist die Funddichte

an fossilen Vertebraten (Wirbeltieren)

des Obernkirchen-Sandstein gering.

Bis heute ergibt das eine überschaubare

Anzahl an Wirbeltierfunden. Demnach ist

jeder einzelne Fund von umso höherer Bedeutung.

Zu den körperlich erhaltenen Wirbeltierresten

gehören großwüchsige Schildkröten,

Krokodile, Süßwasserformen von

Plesiosauriern, Fische, Pterosaurier und ein

einziger Dinosaurier (Stenopelix valdensis).

Dames (1884) beschreibt den ersten

nachgewiesenen Skelettrest eines Iguanodon

aus dem Unteren „Wealden“-Schiefer

der Isterberg-Formation. Der Fund

stammt aus dem unteren Bereich des

Hauptkohleflözes im Marien-Schacht

der Grube Körrssen bei Stadthagen. Es

handelt sich hierbei um den Rest eines

Humerus (Oberarmknochen). Dunker

(1843/1844) erwähnt im Programm der

höheren Gewerbeschule in Cassel einen

in Obernkirchen gefundenen Zahn eines

Iguanodon und Struckmann (1894) beschreibt

ebenfalls einen Iguanodon-Zahn

aus dem „Wealden“ von Sehnde bei Lehrte.

Weitere Überreste, wie ein nahezu vollständig

erhaltener Schmelzschuppenfisch,

Krokodilschädel von Goniopholis pugnax

und Pholidosaurus schaumburgensis, Süßwasser-Plesiosaurier

(Plesiosaurus pugnax

(Koken 1887), ein Unterkieferfragment

von Ctenochasma roemeri (Flugsaurier) aus

dem Deister (Meyer 1852) und ein unvollständiges

Skelett von Stenopelix valdensis

(Meyer 1859) stammen hauptsächlich aus

dem Obernkirchen-Sandstein und bilden

im Gegensatz zu den zahlreichen Spurenfossilien

eine überschaubare Anzahl an

Fossilfunden.

Die geringe Funddichte an fossilem

Wirbeltiermaterial ist sehr wahrscheinlich

auf den während des Berriasium

existierenden Lebensraum zurückzuführen.

Die Deltaebene im südöstlichen Bereich

des Niedersächsischen Beckens, aus

der der Obernkirchen-Sandstein hervorging,

war anscheinend trotz eines gewissen

Nahrungsangebots nicht der primäre

Lebensraum größerer Ornithopoden und

Theropoden. Die große Anzahl an Fährten

lässt jedoch auf Gruppen und somit

auf wiederholt auftretende Wanderungen

von Iguanodontiden-Herden schließen

und steht somit im absoluten Gegensatz

zu den bisher gefundenen Skelettresten.



S

Lagunärer Sumpf

6

Lagune Barriere Becken

N

ungefährer Bereich

des heutigen

Bückebergs

4

1

5 9

7

Durchbruchsfächer

Barriere-Rückseiten-

Ebene und Sumpf

3

1

8

Einlassrinne

Strandbereich

2

Kohleflöze

Muschelschill

ungefährer Bereich der

heutigen Rehburger Berge

Abb. 32 Vereinfachte Rekonstruktion der

Ablagerungsmilieus im Hannoverschen Bergland:

1) Strandbereich des heutigen Bückebergs mit

einer Herde Iguanodontiden. 2) Ein aus dem

Becken in die Lagune einwandernder Süßwasser-

Plesiosaurier (Brancasaurus sp. und weitere Arten,

die bisher nicht bestimmt werden konnten).

3) Barriererückseiten-Ebene und -Sumpf mit

Matonidium, Nilssonia, Sagenopteris, Zamites,

Ginkgoites, Dictyophyllum und Abietites.

4) Der im Harrl gefundene und einzige aus der

Barsinghausen-Subformation bekannte Dinosaurier

Stenopelix valdensis. 5) Vergesellschaftung von

Krokodilen (Goniopholis simus), großen Ganoidfischen

und Schildkröten mit aus Baumstämmen

und Blättern bestehendem Treibgut. 6) Flugsaurier

Ctenochasma roemeri, dessen Überreste in den

Schichten des Obernkirchen-Sandstein im Gebiet

des heutigen Deisters gefunden wurden (Meyer

1852; Bennett 2007). 7) kleinere Theropoden

(wahrscheinlich Troodontiden), die ebenfalls die

Lagunen- und Strandbereiche aufsuchen.

8) größere Theropoden, die die lagunären Sümpfe

und Strandbereiche nach Nahrung durchsuchen.

9) ein Rückenflossenstachel (Hybodus) aus dem

Harrl zeigt, dass auch größere Süßwasserhaie in

den Lagunen lebten. Geändert nach Pelzer (1998).

Zeichnungen des Plesiosauriers 2) und der Dinosaurier

7) und 8) geändert nach Mineo Shiraishi.

Die wenigen Funde lassen zudem vermuten,

dass die ehemaligen Strandbereiche

und Lagunen entlang des Deltas als Wanderrouten

von pflanzenfressenden Dinosauriern

von einem Weidegrund zu einem

anderen genutzt wurden. Die Gruppen

von Iguanodontiden lockten vermutlich

fleischfressende Theropoden besonders an

Stränden und in den Lagunen an, an denen

keine Deckung vorhanden war und ein

schlammiger Untergrund die Jagd begünstigte.

Der bis heute einmalige Fund eines zu

großen Teilen artikulierten, aber dennoch

unvollständigen Dinosauriers (Stenopelix

valdensis) könnte als ein eingeschwemmter

Kadaver interpretiert werden. Von S. valdensis

ist lediglich der Großteil des postcranialen

Skelettes bekannt. Die zahlreichen

Calamiten-Reste innerhalb dieser Bänke

am Fundort am Harrl lassen ebenfalls den

Schluss zu, dass von Zeit zu Zeit stärkere

Strömungen vorgeherrscht haben müssen,

die für den Transport von größeren Pflanzenmaterial

und toten Tieren notwendig

waren. Bei den seltenen Knochenabdrücken

von Plesiosauriern, wie Plesiosaurus

pugnax, handelt es sich um Süßwasserformen,

die im Becken lebten und wahrscheinlich

durch Verbindungen zum Meer



75

Steinbruch Liekwegen

N

250 m

A5

A6

A1

A2

A4

A3

Abb. 33 Steinbruchskizze des Steinbruchs Liekwegen

im Norden des Kartiergebiets mit eingetragenen

Aufschlüssen (A1 bis A6, siehe auch

Tafel 4 Beilagenblatt). Steinbruchsituation September

2009. Umgezeichnet nach Google Earth.

einwanderten. Krokodile und Schildkröten

könnten die lagunären Bereiche des Deltas

belebt haben und sind wahrscheinlich

nur über kurze Distanzen bis zum Einbettungsort

transportiert worden.

Bei den Fossilien, die kurz vor oder während

der Kartierung entdeckt wurden, handelt

es sich um nicht näher bestimmte,

disartikulierte Teilabdrücke von Knochen.

Abb. 31 B zeigt einen Rippenabdruck, der

jedoch durch den Abbaufortschritt verloren

ging. Der zweite Teilabdruck (Abb.

31 A) wurde vom Autor während der

Kartierungsarbeiten gefunden, konnte aber

nicht näher bestimmt werden. Die beiden

Abdrücke sind in isolierten Sandsteinblöcken

gefunden worden, das erschwert eine

stratigrafische Einordnung. Lediglich die

Lage der Sandsteinblöcke oberhalb der

zweiten Abbausohle des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs gibt einen Hinweis

auf deren ursprüngliche Lage. Das bedeutet,

dass die Blöcke sehr wahrscheinlich

aus den oberen 5 Metern des im aktiven

Steinbruch aufgeschlossenen Obernkirchen-Sandstein

stammen.



Abb. 34 Steinbruchskizze des Hessischen Bruchs

und aktiven Obernkirchener Sandsteinbruchs

mit eingetragenen Aufschlüssen (A7 – A10 und

A11 – A16; siehe auch Tafel 4 Beilagenblatt) und

Lesesteinvorkommen (L1 – L4) Steinbruchsituation

September 2009. Umgezeichnet nach Google Earth.

Danksagung

Vor allem möchte ich Herrn Prof. Dr.

Gerhard H. Bachmann, Institut für Geowissenschaften

der Martin-Luther-Universität

Halle-Wittenberg, und Frau Dr.

Annette Richter, Niedersächsisches Landesmuseum

Hannover, für die damalige

Vergabe und Betreuung meiner Diplomkartierung

danken.

Ich danke Herrn Fritz Klebe, Hochbauamt

Landkreis Schaumburg, für die

Bereitstellung einer Unterkunft im Jugend-,

Bildung- und FreizeitCentrum

Bückeberg über die gesamte Kartierdauer.

Zusätzlich bedanke ich mich bei Familie

Brandenburg für ihre Gastfreundschaft

und ihre Hilfe in medizinischen Notfällen.

Ein besonderer Dank geht an Herrn Dr.

Jochen Lepper, vormals Niedersächsisches

Amt für Bodenforschung, für die Einführung

in die Geologie des Kartiergebiets



77

und die Hilfe bei geologischen Fragestellungen.

Des Weiteren möchte ich Herrn

Dr. Jahn Hornung (Universität Göttingen)

und Frau Annina Böhme (Niedersächsisches

Landesmuseum Hannover) für die

Hilfestellung bei den Profilaufnahmen und

die vielen anregenden Gespräche danken.

Bei Frau Dr. Annette Richter und Herrn

Dr. Jahn Hornung bedanke ich mich weiterhin

für die unermüdliche Hilfe bei den

fachlichen Korrekturen des umfangreichen

Manuskriptes. Auch bedanke ich mich bei

Herrn Dr. Dieter Schulz (Naturhistorische

Gesellschaft Hannover) und Herrn

Matthias Winter (vemion GbR), für die

redaktionellen und gestalterischen Korrekturen

und Anregungen, die zur Fertigstellung

dieser Arbeit geführt haben.

Ich bedanke mich auch bei Herrn Dr.

Volker Wilde für die Hilfe bei der Bestimmung

der dokumentierten Pflanzenfossilien.

Herrn Thorsten van der Lubbe danke

ich für die schnelle und kompetente Korrektur

des Theropoden-Kapitels. Ganz besonders

danke ich meiner Familie für die

stete Unterstützung und den Rückhalt.

Zum Schluss danke ich den im Kartiergebiet

ansässigen Einwohnern, die während

der Kartierarbeiten stets freundlich

und zuvorkommend waren.

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Arbeit eingereicht: 14.11.2018

Arbeit angenommen: 26.06.2019

Anschrift des Verfassers:


Augustastraße 4

06108 Halle (Saale)

E-Mail: maik_raddatz@yahoo.de

Glossar

Antiklinale/Synklinale Antiklinale: Falte

mit nach unten divergierenden Schenkeln

= geologischer Sattel; Synklinale: durch

Faltung entstandene tektonische Form mit

nach oben divergierenden Faltenschenkeln

Aufsattelung allgemein das Herausheben

von Schichten, die in der Landschaft

übertage hervortreten bzw. anstehend sind

und einen sog. „Sattel“ bilden

Bioklasten, feinklastisch Bezeichnung für

zerbrochene (z. B. Schalenbruch) oder

isolierte Organismenreste (z. B. Muschelschalen),

feinkörnig

Bioturbation Bezeichnung für die durch

die Tätigkeit wühlender Organismen im

Boden erfolgte Durchmengung des Sediments

Bivalven wissenschaftliche Bezeichnung

Bivalvia (Muscheln) für eine Klasse der

Weichtiere (Mollusca)

dextrale divergente Scherbewegung rechtshändig,

auseinanderstrebend, Vorgang der

Deformation bzw. Gefügeumformung, bei

der durch vorherrschende Spannungen

parallele Flächen in gesetzmäßiger Anordnung

entstehen

Dinoflagellaten Gruppe mit vorwiegend

einzelligen, begeißelten Organismen

flaserig Bezeichnung für ein Gesteinsgefüge

mit gelängten, gezerrten Gesteinskomponenten,

die häufig in metamorphen

Gesteinen (Gneise) aber auch in Sedimentgesteinen

vorkommen

fluviodeltaisch Ablagerungsbereich eines



flussdominierten Deltas

höherer Reifegrad (sehr gut sortierter

Feinsandstein mit einem höheren Reifegrad)

„Reifegrad“ bezieht sich auf klastische

Sedimente; je höher der Quarzanteil,

desto “reifer” ist das klastische Sediment

bzw. desto weiter war der Transportweg

hydrothermale Alteration chemische und

mineralogische Gesteinsveränderung unter

Einfluss von hydrothermalen Lösungen

(Wasseransammlung in Gesteinsschichten)

Ichnofossilien Spurenfossilien, z. B. Trittsiegel

(Fußspuren) und Fährten auf einer

ehemaligen Sedimentoberfläche oder

Grabgänge und Wohnbauten ehemals

oberflächennahe Horizonte tiefgehend

durchdringend

kretazisch kreidezeitlich, beschreibt die

zeitliche Einordnung in die Kreidezeit

(vor ca. 145 bis ca. 66 Millionen Jahren)

lentikular (geschichtet) linsenförmig, wird

vor allem bei Schichten, Gängen etc. verwendet

Lumachellen ein im Wesentlichen aus

Mollusken- oder Brachiopodenschalen

bestehender Schill-Kalk (Anhäufung

von vollständigen und/oder zerbrochenen

Schalen, Klappen oder Gehäusen von

Organismen), der meist große Porenräume

besitzt und daher oft als Speichergestein für

Kohlenwasserstoffe auftritt

mesohalin Bezeichnung für den Grenzbereich

von Süß- und Salzwasser, der Gesamtsalzgehalt

liegt zwischen 0,1 und 1,0 %

oligohalin siehe auch mesohalin, der

Gesamtsalzgehalt liegt zwischen 0,01 und

0,1 %

Peliten Bezeichnung für Sedimente, deren

Material (feinklastische Gesteine) aus der

mechanischen Zerstörung anderer Gesteine

stammt (Trümmergestein)

Peloide Beschreibung von Kalksteinen im

Dünn- und Anschliff, bezeichnet rundliche,

ovale bis leicht längliche, mikritische oder

kryptokristalline Körner in der Größenordnung

von 50 bis 500 µm mit oder ohne

Internstruktur (je nach Definition). Peloide

sind aufgrund ihrer Größe und Struktur

meist nur in Dünnschliffen unter dem Mikroskop

zu erkennen

Plagioklas (auch Kalknatronfeldspate)

gehört zur Feldspatgruppe sehr häufig vorkommender

Silikat-Minerale der allgemeinen

chemischen Zusammensetzung, sie bilden

Kristalle der Ab-An-Mischkristallreihe

mit den Endgliedern Albit (NaAlSi 3

O 8

) und

Anorthit (CaAl 2

Si 2

O 8

)

Gehen Sie mal

übern Deister!

Fast 700 Anlaufpunkte auf der

Geologischen Wanderkarte erklären

die Geschichte der Ortschaften,

der Geologie, des Bergbaus,

der Denkmale, Bodenkunde,

Naturkunde, Technisches und

touristische Ziele.



83

pleiomesohalin siehe auch mesohalin, der

Gesamtsalzgehalt liegt hierbei zwischen 1,0

bis 1,65 %

Pompeckjsche Schwelle paläozoische Barre

(Barriere), die die Nordsudeten mit dem

Unterelbe-Bereich und Schleswig-Holstein

verbunden hat; benannt nach dem Geologen

K. F. Pompeckj, der als Erster eine solche

Barre zur Erklärung der Faunenunterschiede

des Unter- und Mittelkambrium in Böhmen

und im Baltikum angenommen hatte

Rifting Vorgang der Bildung eines Rifts

(engl. für Spalte) bzw. einer Senke von großer

(regionaler) Länge

Salzdiapirismus ein Prozess, bei welchem

höher teilbewegliches oder weniger dichtes

Material (in diesem Fall Salz) aus tiefen

Bereichen aufdringt und sein Hangendes

durchbricht

Sandvulkan in dieser Arbeit verwendeter

Begriff, der Entwässerungsstrukturen auf

Schichtenoberflächen beschreibt

sideritisch Eisenspat oder Spateisen enthaltend

(wichtiges Eisenerzmineral)

Subsidenz örtliche oder regionale Absenkung

der Erdoberfläche

Taphonomie Wissenschaft, die sich mit der

Entstehung, Bergung und Präparation von

Fossilien beschäftigt

Tektogen Tektogenese ist allgemein ein

strukturbildender Prozess tektonischer

Überprägung von Bereichen der Erdkruste

bzw. der Erdoberfläche; die jeweiligen

von Tektogenese betroffenen Zonen nennt

man entsprechend Tektogen

tektonische Inversion generell wird zwischen

positiver und negativer Inversion

unterschieden; prinzipiell handelt es

sich um einen Vorgang, bei dem entweder

durch eine Krustendehnung entstandene

Abschiebung durch tektonischen

Zusammenschub in eine Aufschiebung

umgewandelt wird oder bei dem in einem

Extensionsregime ehemalige, unter Einengung

entstandene Auf- und Überschiebungssysteme

in bestimmten Abschnitten

als Abschiebungen reaktiviert werden

Tempestiten Sturmflutsediment, entstanden

durch die Aufwirbelung präexistenter Sedimente,

gefolgt von rascher Resedimentation

der aufgewühlten Sediment partikel; daraus

ergibt sich ein charakteristisches Gefüge

des Sediments, verursacht durch eine

Vermischung verschiedener Sedimenttypen

und Faunenelemente aus benachbarten

Ablagerungsräumen, oder eine Massenanhäufung

vollständiger oder zertrümmerter

Muschel-/Brachiopodenschalen

• Hardcover, 672 S.

• über 630 Abbildungen, 21 Tab.

• umfangreiches Register

• ausführliches Literaturverzeichnis

• 24 Radierungen von Ilse Gottwald

• Mit Geologischer Wanderkarte

1 : 25 000.

• ISBN 978-3-86674-545-2

• 48 EUR

• Erhältlich im Buchhandel

www.DerDeister.de



Tab. 1 Profil aktiver Sandsteinbruch der Obernkirchener Sandsteinbrüche;

Aufschlusspunkt A14 (siehe Tafel 2 A und Tafel 4 Beilagenblatt)

Bank Mächtigkeit Lithologie

NB 41 13 cm Feinsandstein, grau bis gelblich



NB 38 25 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, erosiv vertieft bis in NB 35

NB 37 3 cm sandiger Ton, rötliche Färbung

NB 36 3 – 55 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, erosiv vertieft bis in NB 33

NB 35 34 cm Feinsandstein, teilweise erodiert

NB 34 6 cm sandiger Ton

NB 33 30 cm Mittelsandstein, grau bis gelblich, Top teilweise rinnenartig erodiert und

verfüllt mit Feinsandstein der Bank NB 35, Pflanzenfossilien, Bivalvenreste,

tief eingedrückte Fährten von Ornithopoden und Theropoden

(zweiter Fährtenhorizont)

NB 32 30 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, Top und Basis scharf

NB 31 24 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, Top und Basis scharf

NB 30 56 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, Top und Basis scharf,

Pflanzenfossilien

NB 29 9 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, Rippellamination,

Pflanzenfossilien

NB 28 42 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, diffuse Horizontalschichtung,

Bivalvenreste, Pflanzenfossilien


NB 26 10 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv



NB 23 0 – 30 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, erosiv bis in NB 20 vertieft

NB 22 14 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, massiv, strukturlos, keilt teilweise durch

Einschneiden von NB 23 aus






85

NB 18 13 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, rinnenartige Einschaltung von Feinsandstein

mit diffuser Horizontalschichtung


NB 16 0 – 50 cm Mittelsandstein, Rinne die erosiv in die unterlagernde Bank NB 15

vertieft ist

NB 15 51 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, am Top Wurzeln



NB 12 0 – 5 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, Wurzelreste vorhanden, keilt manchmal

aus, Rinnenfüllung bis 5 cm


NB 10 5 cm Kohleflöz


NB 8 13 cm Feinsandstein, grau bis gelblich, Rinnenfüllungen, erosiv bis in Bank

NB 6 vertieft

NB 7 0 – 20 cm Feinsandstein, grau bis gelblich


NB 5 56 cm Feinsandstein, hellgrau bis gelblich, „Hühnerhof“ (erster Fährtenhorizont),

ein bis zwei „Sand vulkane“, diffuse Horizontalschichtung, rinnenartig,

Bivalvenreste

NB 3 &

NB 4:

1,30 –

1,90 m

Feinsandstein, gelblich, diffuse Horizontalschichtung, mehrere Bänke

zu einer lithologischen Einheit zusammengefasst, Pflanzenfossilien,

Bivalvenreste, zeigt flache Rinnen (nicht u-förmig), breitester Rinnenanschnitt

bis zu 15 m, kleinster Rinnenanschnitt 3 m, maximale Mächtigkeit

der Rinnen 90 cm, minimale Mächtigkeit der Rinnen 20 cm, Mächtigkeit

bis zum „Hühnerhof“ 1,30 m bis 1,90 m

NB 2 30 cm Feinsandstein, grau bis grauviolett, gut sortiert, flaserige Schichtung

durch Kohleflitter nachgezeichnet, nicht makroskopisch gradiert,

Top und Basis scharf, diffuse Strömungsrippellamination

NB 1 0,10 cm Kohleflöz



Tab. 2 Profil Reserve-Steinbruch „Hessischer Bruch“ der Obernkirchener Sandsteinbrüche;

Aufschlusspunkt A7 & A9 (siehe Tafel 2 B und Tafel 4 Beilagenblatt)


AB 44

Löss

AB 34 bis

Ab 43

115 cm Feinsandstein, gelblich bis bräunlich, diffuse Horizontalschichtung,

Kohleflitter-führend

Die Schichten AB 34 bis 43 schwanken stark in ihren Mächtigkeiten, weisen Rinnen und erosive

Schichtgrenzen auf. Die Gesamtmächtigkeit der Schichten AB 34 bis AB 43 beträgt etwa 1,15 m.

AB 33 4 cm Fein- bis Mittelsandstein, grau bis grauviolett,

diffuse Horizontalschichtung















Es folgt die Steinbruchsohle mit einer Aufschlusslücke von mindestens 1 Meter.

AB 25 36 cm Feinsandstein, massiv, vereinzelte dreizehige Ornithopodenfährten

(dritter Fährtenhorizont) auf der gesamten Fläche verteilt, hinzu

kommen Abdrücke von Pflanzen

AB 24 0,5 –

0,7 cm

sandiger Ton

AB 23 22 cm Feinsandstein, massiv

AB 22 33 cm Feinsandstein, massiv

AB 21 34 cm Feinsandstein, massiv, Top scharf

AB 20 1 cm sandiger Ton

AB 19 6 cm Feinsandstein, unregelmäßig, linsig



87


AB 17 34 cm Feinsandstein, massiv, Basis scharf, gerade, im Süden rinnenförmig

vertieft, Bivalven-Steinkerne, Wurzeln am Top (10 cm), eventuell kleine

Wirbeltierreste

AB 16 9 cm Feinsandstein, grau, massiv, Basis und Top scharf

AB 15 46 cm Feinsandstein, grau, massiv, Basis und Top scharf

AB 14 0 – 8 cm Feinsandstein, keilt manchmal aus, Rinnenfüllungen


AB 12 28 cm Feinsandstein, Top und Basis scharf, unregelmäßig ausgebildet

AB 11 36 cm Feinsandstein, streckenweise normal gradiert, durch Muschelsteinkernanreicherungen

an der Basis, Top und Basis scharf, unregelmäßig,

flaserige Schichtung durch Kohleflitter, Belastungsmarken im Anschnitt

erkennbar (Fährten von ?Ornithopoden, zweiter Fährtenhorizont)

AB 10 4 cm Feinsandstein, Top und Basis scharf, unregelmäßig, keilt nach Süden aus

AB 9 14 cm Feinsandstein, rosa bis grau, massiv, Basis erosiv mit starker Bioturbation

(Lockeia) an der Sohlfläche, Mächtigkeit nimmt nach N zu

AB 8 5 cm Feinsandstein, lentikular geschichtet, Breite 60 cm, erosiv vertieft bis

auf AB 6

AB 7 1 cm Feinsandstein, dünnschichtig (1 bis 2 cm), normal gradiert mit tonigen

Zwischenlagen, (< 1 mm), keilt manchmal lateral aus


AB 5 43 cm Feinsandstein wie bei AB 1, Basis scharf, schwach erosiv, Top scharf,

wellig-unregelmäßig, mit Belastungsmarken (Fährten von ?Ornithopoden

und ?Theropoden im Anschnitt, erster Fährtenhorizont)

AB 4 3 cm sandiger Ton, lateral diskontinuierlich

AB 3 62 cm wie AB 1, massiv, doppelklappige und eingeregelte Bivalvenreste, Top

scharf, aber unregelmäßig, Pflanzenreste, unterhalb Top Bioturbation

AB 2 0,4 cm sandiger-siltiger Ton, rötliche Färbung

AB 1 0,30 cm Feinsandstein, hellgrau, massiv, strukturlos, lateral ausgedehnt, Top und

Basis scharf, Top etwas unregelmäßig, einklappige Bivalvenreste, nicht

eingeregelt



Tab. 3 Profil Liekwegener Sandsteinbruch „Liekwegener Bruch“; Aufschlusspunkt A6

(siehe Tafel 2 C und Tafel 4 Beilagenblatt)


LB 21 30 cm Löss

LB 20 230 cm Siltsandstein, mehrere dünne Schichten zu einer lithologischen Einheit

zusammengefasst, Top und Basis scharf, unregelmäßig, dünne Schichten

keilen zum Teil aus

LB 19 40 cm Kohleflöz, lateral begrenzt, Breite etwa 10 m

LB 18 220 cm Siltsandstein, mehrere dünne Schichten zu einer lithologischen Einheit

zusammengefasst, teilweise Schrägschichtungen, Mächtigkeiten der

einzelnen Schichten deutlich geringer als unterlagernder Bereich (LB 9

bis LB 17)

LB 17 20 cm Siltsandstein, Top und Basis scharf, unregelmäßig ausgebildet

LB 16 20 cm Siltsandstein, dickbankig, grau bis bräunlich, Top und Basis scharf,

unregelmäßig ausgebildet

LB 15 5 – 20 cm Siltsandstein, Rinnenfüllungen, grau bis bräunlich

LB 14 20 cm Siltsandstein, Rinnen, Top und Basis scharf, grau bis bräunlich

LB 13 20 cm Siltsandstein, Top und Basis scharf, grau bis bräunlich



LB 10 0 – 10 cm Siltsandstein, Top und Basis scharf, grau bis bräunlich

LB 9 20 cm Siltsandstein, dickbankig, Top und Basis scharf, unregelmäßig, Rinnenfüllung

erosiv bis in Schichten von LB 8 vertieft, Schrägschichtungen

LB 8 28 cm Siltsandstein, mehrere Schichten zu einer lithologischen Einheit zusammengefasst,

Pflanzenfossilien, Rinnenfüllungen erosiv bis in dünne

Schichten von LB 7 vertieft, maximale Breite der Rinnen beträgt etwa

30 cm, maximale Mächtigkeit der Rinnen beträgt etwa 20 cm

LB 7 62 cm Siltsandstein, mehrere Zentimeter dünne Schichten zu einer lithologischen

Einheit zusammengefasst, lateral ausgedehnt, Schrägschichtungen,

teilweise rinnenartig, Top und Basis scharf, unregelmäßig, Schichten

keilen zum Teil aus

LB 6 220 cm Siltsandstein, mehrere Zentimeter dünne Schichten zu einer lithologischen

Einheit zusammengefasst, lateral ausgedehnt, Schrägschichtungen,

teilweise rinnenartig, Top und Basis scharf, unregelmäßig, Schichten

keilen zum Teil aus

LB 5 18 cm Siltsandstein, Rinnen mit Siltsandstein als Rinnenfüllungen,

Schrägschichtungen

LB 4 10 cm Siltsandstein, diffuse Rippellamination, lateral ausgedehnt



89

LB 3 60 cm Siltsandstein, mehrere dünne Schichten zusammengefasst, Schrägschichtungen,

Top und Basis scharf, aber unregelmäßig, Pflanzenreste,

lateral ausgedehnt

LB 2 5 cm Kohleflöz, ?Hauptkohleflöz, trennt den Unteren „Wealden“-Schiefer

(LB 1) von dem überlagernden Obernkirchen-Sandstein

LB 1

Tonstein, bildet Sohle des Steinbruchs, eingeregelte Bivalven

(Neomiodontiden und Unioniden, meist einklappig

Tab. 4 Aufschlüsse (siehe Tafel 4 Beilagenblatt)

Nr. Beschreibung Einfallsrichtung/Einfallswinkel

A1

Unterer „Wealden“-Schiefer

schluffig bis siltig

Muschelreste (Neomiodontiden, Unioniden)

keine

A2

Unterer „Wealden“-Schiefer

schluffig bis siltig

Muschelreste (Neomiodontiden, Unioniden)

keine

A3 Hauptkohleflöz (Flöz 3)

Glanzkohle

5 cm mächtig


Glanzkohle

5 cm mächtig


Glanzkohle

5 cm mächtig

keine

keine

keine

A6

A7

Grenze zwischen Unterem „Wealden“-Schiefer und

Obernkirchen-Sandstein (mit zwischengeschaltetem

Hauptkohleflöz) siehe Profil Liekwegener Sandsteinbruch

„Steinbruch Liekwegen“

Obernkirchen-Sandstein

gelblich bis grauer Feinsandstein

teilweise dickbankig

fossilführend (hauptsächlich Neomiodontiden)

3 Fährtenhorizonte

etwa 20 m Breite

Gesamtmächtigkeit etwa 7,14 m

348/5, 350/5, 10/7, 5/3, 360/6,

354/3, 360/3, 345/5, 358/6, 349/8,

3/5, 359/4

286/3, 282/5, 10/3,

350/1, 290/4, 356/3,

344/3, 336/4, 355/2,

9/6, 10/2, 334/4,

5/4, 345/3, 328/3,

10/7, 350/3, 348/5,

16/10, 170/10, 290/4,

350/1, 10/3, 282/5,

286/3



A8 Fortsetzung von Bank AB 5

Aufsicht auf Top der Bank AB 5 mit stark

zertrampelter Oberfläche (Dinosaurierfährten)

Fährtenhorizont durch 1 cm mächtige

Tonlage überdeckt

2 m Breite

334/4, 5/4, 345/3, 328/3, 10/7,

350/3

A9

A10

A11

A12

A13

A14

A15

A16

A17

A18

A19

oberer Bereich des Profils Reserve-Steinbruch

„Alter Bruch“ der Obernkirchener Sandsteinbrüche

Fein- bis Mittelsandstein

schwankende Mächtigkeiten

30 m Breite

Mächtigkeit etwa 1,15 m

Feinsandstein

Bank AB 25 des Profils „Hessischer Bruch“ der

Obernkirchener Sandsteinbrüche

Aufsicht des zweiten Fährtenhorizonts

mit vereinzelten Spuren und einer aus

vier Trittsiegeln bestehenden Fährte

Feinsandstein des Obernkirchen-Sandstein

Ansammlung von „knollenartigen“ Pflanzenresten

an der Sohle

„gestörtes Kohleflöz“; gehört zum Kohleflöz

A13; Obernkirchen-Sandstein

im unteren Profilanschnitt anstehendes

Kohleflöz im Obernkirchen-Sandstein

erster Fährtenhorizont des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs („Hühnerhof“)

Feinsandsteinbank NB 5

Profil aktiver Sandsteinbruch „Neuer

Bruch“ der Obernkirchener Sandsteinbrüche

zweiter Fährtenhorizont des aktiven


Feinsandsteinbank NB 33

Profil aktiver Sandsteinbruch „Neuer

Bruch“ der Obernkirchener Sandsteinbrüche

Feinsandstein mit Fährten

gehört zum ersten Fährtenhorizont

Feinsandstein des Obernkirchen-Sandsteins

größere alte Pinge oberhalb der Kammstraße

Feinsandstein mit Pflanzenfossilien am

östlichen Hang der alten Pinge

kleinere alte Pinge mit anstehendem Feinsandstein

des Obernkirchen-Sandstein

345/4, 350/3, 5/6, 360/7, 325/4,

356/3, 343/3, 346/7, 3/2

keine

300/4, 325/2, 311,/3, 291/5

keine

keine

325/5, 340/7, 310/2, 300/5

keine

300/5, 303/7, 290/3, 325/8, 359/3

178/5, 190/4, 130/15, 305/4,

312/5, 307/7, 295/3

keine

325/3, 347/2, 358/3, 306/3, 298/7,

321/5



91

A20

A21

langezogene verlassene Pinge mit anstehendem


Silt- bis Feinsandstein mit vereinzelten Pflanzenfossilien

anstehendes Hauptkohleflöz unter Baumwurzel

unterhalb der Kammstraße

wenige Zentimeter mächtig

340/7, 292/3, 347/5, 319/4

keine

A22 Unterer „Wealden“-Schiefer in Quellaustritt keine

A23

A24

A25

A26

A27

Unterer „Wealden“-Schiefer in Quellaustritt

unterhalb Kammstraße

teilweise durch Hangrutschungen überdeckt

Aushub am Wanderweg „Fürstenweg“

Richtung Wendthagen

kalkiger Muschelschill zwischen Tonsteinen

des Unteren „Wealden“-Schiefer

1 m Breite

anstehender Feinsandstein des


mehrere 10er Meter Breite

3 – 4 m Höhe

Feinsandstein östlich vom Jugend-

Bildung-Freizeit-Zentrum, etwa 500 m

nördlich vom Parkplatz neben Gaststätte

Walther am Hang


dünnbankig

10 m Höhe und 20 m Breite

Feinsandstein des Obernkirchen-

Sandstein

Aufschlusswand entlang der Zufahrtsstraße

des aktiven Obernkirchener

Sandsteinbruchs

etwa 10 m Höhe und mehrere 10er-

Meter Breite

keine

keine

325/7, 310/5, 336/4, 291/7, 313/8,

325/3

300/5, 310/15, 314/6, 323/6,

308/4

314/7, 9/4, 292/5, 314/5, 310/2,

336/4, 312/5



Tab. 5 Lesesteine (Tafel 4 Beilagenblatt)

Nr.

L1

L2

L3

L4

L5

L6

L7

L8

L9

L10

L11

L12

L13

L14

L15

L16

L17

L18

L19

L20

L21

L22

L23

L24

L25

Beschreibung

Feinsandsteinblock auf kleiner Halde südlich der Bearbeitungshalle mit Pflanzenabdruck

Feinsandsteinblock auf Halde etwa 50 m südlich von „Hühnerhof“ mit Knochenabdruck

Feinsandsteinblock mit Baumabdruck unterhalb von L2

ungefähre Lage des Feinsandsteinblocks mit Rippenabdruck am Abhang der oberen Sohle,

siehe Kapitel „Die Körperfossilien der Wirbeltierfauna (Vertebraten)“

alte überwucherte Pinge mit vereinzelt auftretenden Feinsandsteinen, gelblich-graue

Färbung, schwach glimmerführend

plattige Tonsteine überdeckt durch Hangrutschungen bestehend aus Sandsteinen

plattige graue Tonsteine; Unterer „Wealden“-Schiefer überdeckt durch Hangrutschungen

bestehend aus Sandsteinen

graue Tonsteine, die in kleine Blättchen zerfallen sind; Unterer „Wealden“-Schiefer

unterhalb Kammstraße graue Tonsteinblättchen; Unterer „Wealden“-Schiefer vermischt mit

Silt- bis Feinsandsteinen

Grenze zwischen Waldrand und Acker, nordwestlich vom Forsthaus Borstel; graue und

rote Mergel; Grenze Mittlerer Münder-Mergel und Unterer „Wealden“-Schiefer

rötliche und grünliche Mergel auf Acker verteilt; Mittlerer Münder-Mergel

dunkler werdende grünliche Mergel

grünliche Mergel

dunkelgrüne Mergel

rötliche Mergel; Mittlerer Münder-Mergel

vereinzelt grünliche Mergel mit grauen Tonsteinen vermischt; Mittlerer Münder-Mergel

rote Mergel auf Acker verteilt

rötliche bis graue Mergel auf Acker nordwestlich der Siedlung Borstel in Richtung

Rolfshagen

rote Mergel; Acker

gelbliches, bröckeliges, mürbes Konglomerat mit Seeigelstachel; reagiert mit HCl;

Wegrand am Acker

grauer Mergel; Acker

mergelige Lesesteine

Mittlerer Münder-Mergel

rote bis graue Mergel; Mittlerer Münder-Mergel

vereinzelte graue mergelige Lesesteine; Mittlerer Münder-Mergel



93

L26

L27

L28

L29

L30

L31

L32

L33

L34

L35

L36

L37

L38

L39

L40

L41

L42

L43

L44

L45

L46

L47

L48

L49

L50

L51

L52

L53

L54

L55

graue Mergel

grauer Tonstein; plattig, siltig; Unterer „Wealden“-Schiefer

siltiger Tonstein; am Wanderweg

Tonstein

Tonstein

grauer Tonstein; oberhalb Wanderweg

Tonstein; plattig; Unterer „Wealden“-Schiefer

im Wald; graue, plattige Tonsteine

50 m östlich von Wanderweg Richtung Siedlung Borstel; Tonstein

Tonstein

Sandstein als Hangrutschung aus dem Hangenden


Tonstein; Unterer „Wealden“-Schiefer

Sandstein; Obernkirchen-Sandstein

Sandstein

Feinsandstein

Feinsandstein

Siltsandstein

Feinsandstein mit Pflanzenresten


Siltsandstein

Feinsandstein; Wald

Feindsandstein

Siltsandstein mit Pflanzenabdrücken

erste Tonsteine neben Sandsteinen; Grenze Unterer „Wealden“-Schiefer und


graue Tonsteine; Unterer „Wealden“-Schiefer

Tonsteine

plattige Tonsteine mit Sandsteinen; Unterer „Wealden“-Schiefer

Sandsteine im Waldgebiet; erste Sandsteineinlagerungen im Unteren „Wealden“-Schiefer

graue Tonsteine



L56

L57

L58

L59

L60

L61

L62

L63

L64

L65

L66

L67

L68

L69

L70

L71

L72

L73

L74

L75

L76

L77

L78

L79

L80

L81

L82

L83

L84

L85

plattige graue Tonsteine

Tonsteine am „Futter Platz“; Unterer „Wealden“-Schiefer

Siltsandstein; Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer; am Wanderweg Richtung

Hörkamp

Sandstein; Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer

Sandstein; Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer

Feinsandstein

Feinsandstein; Unterer „Wealden“-Schiefer


Siltsandstein; Unterer „Wealden“-Schiefer

Feinsandstein; Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer

Siltsandstein




Sandstein


Feinsandstein mit Pflanzenabdrücken; Unterer „Wealden“-Schiefer

graue plattige Tonsteine; Unterer „Wealden“-Schiefer


feinkörnige Sandsteine; Unterer „Wealden“-Schiefer

Siltsandstein am Wanderweg; Obernkirchen-Sandstein

Siltsandstein; Obernkirchen-Sandstein

Feinsandstein am Wegrand

Feinsandstein; Obernkirchen-Sandstein

Siltsandstein

Feinsandstein mit Resten von Neomiodontiden; Obernkirchen-Sandstein

Feinsandstein am Rand des Wanderwegs; Obernkirchen-Sandstein

grauer bis gelblicher Siltsandstein; Obernkirchen-Sandstein

gelblicher Feinsandstein; Hauptsandstein des Obernkirchen-Sandstein

grauer Siltsandstein



95

L86

L87

L88

L89

L90

L91

L92

L93

L94

L95

L96

L97

L98

L99

L100

L101

L102

L103

L104

L105

L106

L107

L108

L109

L110

L111

L112

L113

L114

L115

Feinsandstein mit kleineren Wurzelresten

gräulicher Feinsandstein mit Muschelresten; Hauptsandstein des Obernkirchen-Sandstein

Feinsandstein

Feinsandstein; Hauptsandstein des Obernkirchen-Sandstein

gelblicher Siltsandstein

gelblich bis grauer Mittelsandstein mit Neomiodontiden

grauer Feinsandstein; Hauptsandstein des Obernkirchen-Sandstein


grauer Tonstein

plattiger grauer Tonstein; Unterer „Wealden“-Schiefer

gelblicher Feinsandstein

grauer Tonstein

plattiger Tonstein; Unterer „Wealden“-Schiefer

Tonstein

grauer siltiger Tonstein; Unterer „Wealden“-Schiefer

Feinsandstein; zwischen den beiden Wanderwegen Richtung Wendthagen;

Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer

grauer Tonstein; Unterer „Wealden“-Schiefer




Feinsandstein



plattiger, grauer Tonstein


Feinsandstein mit Equisetiten-Resten; Einschaltung im Unteren „Wealden“-Schiefer

Mittelsandstein mit Kohleflittern; Obernkirchen-Sandstein

Feinsandstein mit Muschelresten; Obernkirchen-Sandstein

Tonsteine am Rand des Wanderwegs; Unterer „Wealden“-Schiefer

graue Tonsteine unterhalb Baumwurzel; Unterer „Wealden“-Schiefer



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Tonstein

































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graue Mergel; Mittlerer Münder-Mergel



graue bis grünliche Mergel; Mittlerer Münder-Mergel


graue bis grünliche Mergel; Mittlerer Münder-Mergel

grünliche Mergel; Mittlerer Münder-Mergel

L159 Feinsandstein; Obernkirchen-Sandstein

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L163

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Siltsandstein; Obernkirchen-Sandstein

Feinsandstein mit Neomiodontiden; Obernkirchen-Sandstein

Siltsandstein

Feinsandstein


WWW.NATURHISTORICA.DE

Naturhistorica 157

Die Meteorite Niedersachsens

Alexander Gehler und Mike Reich

Diese Publikation beleuchtet die einzelnen

Fallereignisse und Funde von Meteoriten auf

dem Gebiet des heutigen Niedersachsen in

den letzten 500 Jahren. Die Beschreibungen

der einzelnen Meteorite werden durch reichhaltiges

historisches und aktuelles Bildmaterial

illustriert, wie auch zu großen Teilen

mit bisher unveröffentlichten oder gänzlich

unbekannten Dokumenten ergänzt.

102 S., 12 €



Tab. 6 Verzeichnis der Bohrungen. Die ausführlichen Beschreibungen der Bohrungen sind unter

naturhistorica-161.n-g-h.org mit angegebener Tabellennummer zu finden

Bohrung

Horsthof 9/87 (Koord.: R 3510670; H 5791420) vom Kartenserver des Landesamtes

für Bergbau, Energie und Geologie, Geozentrum Hannover (2010)

Forsthaus Halt WD 5/86 (Koord.: R 3514720; H 5792560) vom Kartenserver des

Landesamtes für Bergbau, Energie und Geologie, Geozentrum Hannover (2010)

Forsthaus Borstel 10/87 (Koord.: R 3511320; H 5791660) vom Kartenserver des

Landes amtes für Bergbau, Energie und Geologie, Geozentrum Hannover (2010)

Forsthaus Borstel WD 11/87 (Koord.: R 3511660; H 5791350) vom Kartenserver des


Bückeberg WD 6/87 (Koord.: R 3512673; H 5791990) vom Kartenserver des


Bückeberg WD 8/87 (Koord.: R 3511832; H 5791952) vom Kartenserver des

Landes amtes für Bergbau, Energie und Geologie, Geozentrum Hannover (2010)

Bückeberg WD K1/87 (Koord.: R 3513500; H 5792365) vom Kartenserver des




Forsthaus Halt WD K3/87 (Koord.: R 3515300; H 5792580) vom Kartenserver des




Tabelle

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Tab. 7 – 16

Die ausführlichen Beschreibungen der Bohrungen sind zu finden unter naturhistorica-161.n-g-h.org


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Die Naturhistorische Gesellschaft Hannover

Gesellschaft zur Pflege der Naturwissenschaften · Gegründet 1797

Die Naturhistorische Gesellschaft Hannover versteht sich als eine Vereinigung

von Menschen jeden Alters mit besonderem Interesse an der Natur und

den Naturwissenschaften.

Ein kurzer Blick zurück

Im Jahr 1797 gründeten 25 Herren

und eine Dame aus der Bürgerschaft der

Stadt Hannover eine Lesegesellschaft.

Sie schafften gemeinsam kostspielige Bücher

an, die den Mitgliedern dann reihum

zur Verfügung standen. Daraus entstand

im Laufe des 19. Jahrhunderts eine

Initiativen der NGH

· Treibende Kraft für die Errichtung des

„Museums für Kunst und Wissenschaft“

(das heutige Künstlerhaus)

· Gründungsmitglied des Niedersächsischen

Landesmuseums Hannover

· Gründung des Zoologischen Gartens

Die NGH heute

Nach 222 Jahren verfolgt die NGH

immer noch die gleichen Ziele.

Sie bedient sich dabei allerdings zeitgemäßer

Methoden und beschäftigt sich

mit aktuellen Fragen. In Berichten,

Exkursionen und Vorträgen geht es um

naturwissenschaftliche Themen –

unter anderem aus der

umfangreiche Bibliothek.

Aus dieser Lesegesellschaft ging 1801

die „Naturhistorische Gesellschaft in

Hannover“ hervor. Sie hatte sich das Ziel

gesetzt, „bei allen Bevölkerungsschichten

eine genauere Kenntnis der Naturpro ducte

hiesiger Lande zu befördern“.

· Bau eines Schlachthofs in Hannover

· Mitwirkung in einer „Commission für

die allgemeine Gesundheitspflege“

· Gründungsmitglied des Niedersächsischen

Heimatbundes

· Aufstellung des Naturdenkmals

„Schweden-Findling“ am Deisterkamm

· Geologie

· Paläontologie

· Archäologie

· Botanik

· Zoologie

· Landschaftskunde

· Umweltforschung

· Technik


100

Die Naturhisto rica – Berichte der Naturhistorischen

Gesellschaft Hannover ist das

wissenschaftliche Sprachrohr der NGH.

Sie befasst sich mit den verschiedensten

Bereichen der Naturwissenschaften und

nicht zuletzt mit dem Schutz der Umwelt.

Dabei werden auch die besonderen

Verhältnisse in Hannover berücksichtigt.

Besonders begehrt sind die geologischen

Wanderkarten.

Der Natur unmittelbar begegnen kann

man auf den etwa zehn pro Jahr stattfindenden

Exkursionen. Vom Frühjahr bis in

den Herbst führen sie zu den unterschiedlichsten

Zielen und werden von Fachleuten

geleitet. Dabei kommen biologische,

geologische sowie techno logische Themen

zur Sprache, aber auch kulturgeschichtlich

interessante Stätten werden besichtigt.

Die NGH möchte dazu beitragen, über

die Notwendigkeit und die Ergebnisse

naturwissenschaftlicher Forschung zu

informieren. Dies geschieht vor allem

durch Vorträge im Winterhalbjahr, denen

sich spannende Diskussionen anschließen.

Vorstand und Beirat

Vorstand

1. Vorsitzender: Dr. Dieter Schulz

2. Vorsitzender: Prof. Dr. Klaus D. Jürgens

Schatzmeister: Arne Bents

Schriftführer:

Dr. Franz-Jürgen Harms (Geowissensch.)

Prof. Dr. Hansjörg Küster (Botanik,

Ökologie)

Dr. Annette Richter (Paläontologie,

Geologie, Zoologie)

Dr. Dieter Schulz (Biologie)

Beirat

Prof. Dr. Jochen Erbacher

Prof. Dr. Bernd Haubitz

Dr. Wolfgang Irrlitz

Dr. Florian Klimscha

Günter Oberjatzas

Dr. Hans Albert Roeser

Ole Schirmer

Ludger Schmidt

Dr. Renate Schulz

Naturhistorische Gesellschaft Hannover

Gesellschaft zur Pflege

der Naturwissen schaften

Willy-Brandt-Allee 5

30169 Hannover

Germany

Telefon (0511) 9807-871

Fax (0511) 9807-879

E-Mail: info@N-G-H.org

www.N-G-H.org


www.Naturhistorica.de

Naturhistorica 161 „Die Sandsteine des Bückebergs bei Obernkirchen“

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